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ISSN 0373-9627
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Abhandlungen der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie
und historische Geologie
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MÜNCHEN 1982
MÜNCHEN 1983
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Gedruckt mit Unterstützung der
Deutschen Forschungsgemeinschaft
und der
Alexander von Humboldt-Stiftung
Herausgegeben von Prof. Dr. Dietrich Herm,
Bayerische Staatssammlung für Paläontologie
und historische Geologie, München
Redaktion: Dr. Peter Wellnhofer,
Dr. Harald Immel, Dr. Reinhard Förster
ISSN 0373-9627
Gesamtherstellung: Druck- und Verlagsanstalt Gebr. Geiselberger, Altötting
VORWORT DES HERAUSGEBERS
Vom 1.-7. Juni 1982 fand in München unter starker inter-
nationaler Beteiligung das 2. Symposium Kreide statt. Die
Kreide-Subkommission der Stratigraphischen Kommission
der BRD hatte hierzu eingeladen.
In den vier Jahren seit dem 1. Symposium Deutsche Kreide
in Münster 1978 wurden zahlreiche Arbeiten abgeschlossen,
neue Projekte wurden begonnen und die internationale Kor-
relationsforschung hat in zahlreichen Arbeitsgruppen wich-
tige Fortschritte erzielt.
Während in Münster bereits besonderes Gewicht auf die
Korrelation zwischen Boreal und Tethys innerhalb Mitteleu-
ropas gelegt wurde, sollte nun noch weiter ausgegriffen wer-
den und der gesamte europäische Tethysraum vom Kaukasus
bis Iberien mit erfaßt werden sowie der Anschluß an die Süd-
tethys in Nordafrika gesucht werden.
Es war beabsichtigt, durch Referate und Diskussionsrun-
den die multistratigraphische Korrelation voranzutreiben,
um mit verschiedenen Fossilgruppen eine noch feinere bio-
stratigraphische Zonierung zu erreichen und die Ost-West-
Korrelation zu perfektionieren sowie die bestehenden Pro-
bleme in der Nord-Süd-Korrelation zu überwinden.
Der Behandlung paläo-geographischer Entwicklung ein-
zelner Gebiete unter Einschluß des Paläoklima wurde breiter
Raum geboten. (Vergl.: Abstracts, 2. Symposium Kreide
München 1982. -96 S., Institut für Paläontologie und histori-
sche Geologie, München).
Es war uns eine Freude, einer großen Zahl von Kollegen auf
vier je zweitägigen Exkursionen die Entwicklung der nord-
bayerischen Kreide und der Kreide der Nördlichen Kalkalpen
und ihres Vorlandes in ausgewählten Profilen zeigen zu kön-
nen. (Vergl.: Exkursionsführer, 2. Symposium Kreide, Mün-
chen, 1982. -292 S., 78 Abb., Institut für Paläontologie und
historische Geologie, München).
Dem Beispiel des 1. Symposium Münster 1978 folgend, die
wissenschaftlichen Beiträge in einem Sammelband herauszu-
geben (WıEDMAnN, J. [Herausgeber], 1979: Aspekte der
Kreide Europas. — Intern. Union Geol. Sciences, Ser. A, 6,
680 S., 182 Abb., 43 Tab., 33 Taf., [Schweizerbart] Stutt-
gart), sollen auch diesmal die Beiträge in einem Symposiums-
band vorgelegt werden.
Die Fülle und das breite Spektrum der dargebotenen The-
men macht eine Gliederung notwendig.
Die erste Gruppierung mit 21 Artikeln ist regional abge-
grenzten Gebieten gewidmet, in denen die paläogeographi-
schen Konstellationen und die geodynamischen Entwicklun-
gen aufgezeigt werden. Es beginnt im hohen Norden mit
Nordgrönland, bringt Beispiele aus Mittel- sowie West- und
Osteuropa, es folgen die Nordalpen, die Karpaten und die
Dinariden. Darstellungen von Kreide-Entwicklungen aus
dem iberischen Bereich und dem tethysbeeinflußten Nord-
afrika sowie aus der Kreide Brasiliens schließen sich an.
Eine 2. Reihe mit 15 Beiträgen beschäftigt sich mit der ver-
gleichenden Paläobiogeographie, wobei besonders die Kli-
maentwicklung in der Kreide herausgearbeitet wurde.
Ein wichtiger Schwerpunkt des Symposiums war die Dis-
kussion der biostratigraphischen Korrelation; hierzu konnten
bedeutende neue Ergebnisse, insbesondere aus der multistra-
tigraphischen Forschung in 20 Artikeln vorgelegt werden.
Fast alle Stufen der Kreide vom Berrias bis zu Kreide/Ter-
tär-Grenze werden behandelt. Ergebnisse aus der Arbeit ei-
nıger Kommissionen werden vorgestellt. Besonderer Wert
wurde auf synoptische Darstellungen gelegt, um weitrei-
chende mehrere Faunenprovinzen überspannende Korrela-
tionen aufzuzeigen.
Schließlich behandeln 6 Artikel taxonomische und phylo-
genetische Probleme stratigraphisch wichtiger Fossilgrup-
pen.
Naturgemäß ist die Ausgestaltung der Beiträge sehr unter-
schiedlich; manche lassen noch den Stil eines Referates erken-
nen, kurze Mitteilungen wechseln mit längeren Abhandlun-
gen. Es wird so die ganze schillernde Vielfalt eines solchen in-
ternationalen Symposiums spürbar. Die Manuskripte wurden
redaktionell nur wenig überarbeitet. Die Autoren sind nicht
nur für den Inhalt, sondern auch für Stil und Ausstattung ih-
rer Artikel verantwortlich.
Wir hoffen, daß die gesammelten Beiträge einen reprä-
sentativen Ausschnitt aus der modernen Kreideforschung
darstellen und zur verstärkten internationalen Zusammenar-
beit anregen. Möge dieser Band eine Art Nachschlagewerk
sein. Er bietet Informationen über paläogeographische-geo-
dynamische Entwicklungen in der Zeit des Umbruchs vom
Mesozoikum zur Neuzeit aus den Aufbruchszonen des At-
lantiks und aus alpidischen Bereichen. Weitreichende biostra-
tigraphische Korrelationen werden dargestellt und Differen-
zierungen im paläobiogeographischen Bild erörtert.
Mein herzlicher Dank gilt den Kollegen Dr. R. FORSTER,
Dr. H. Immer und Dr. P. WELLNHOFER für die redaktionelle
Arbeit.
Die Drucklegung dieses Bandes wurde ermöglicht durch
finanzielle Zuwendungen der Deutschen Forschungsgemein-
schaft, des Bayerischen Staatsministeriums für Unterricht
und Kultus und der Alexander von Humboldt-Stiftung.
Hierfür sind wir zu großem Dank verpflichtet.
München, Dezember 1982
Dietrich Herm
Vorsitzender der Kreide-Subkommission
der stratigraphischen Kommission der BRD
REGIONALE BEITRÄGE ZUR PALÄOGEOGRAPHIE
UND GEODYNAMIK
BirRKELUND, T. & HAxkansson, E.: The Cretaceous of
North Greenland - a stratigraphic and biogeographi-
Eal,analysısı =... Kdaıne walserlten en nern 7
MORTIMORE, R. N.: The stratigraphy and sedimentation
ofthe Turonian-Campanian in the Southern Province
ofEngland »u.....n.00 2a aan aeaen eo nee mer 27,
Hıss, M.: Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am
Haarstrang (SE-Westfalen) zwischen Unna und
Möhneseen... 20 een enelen velerenen ern neleiere 43
MAREK, $.: Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen
in’Polen. iesizansernendeieheibnneneien mager ee aa 55
MARcINowsKI, R. & Rapwanskı, A.: The Mid-Creta-
ceous transgression onto the Central Polish Uplands
(marginal partof the Central European Basin) ... 65
Pozaryska, K. & Wirwicka, E.: Stratigraphic studies on
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Naıpın, D. P.: Late Cretaceous transgressions and re-
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Ymc, Yu Cons-Liüv, ZHuanG Yı-Yong, ZHONG SHI-
Lan & Weı Jms-Minc: A preliminary study of the
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FTESHIONS na Heiner anne A ae Die 115
FORSTER, R., MEvEr, R. & Rısch H.: Ammoniten und
planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner Mer-
geln (Regensburger Kreide, Nordostbayern) ... 123
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Gaurr, R.: Die paläogeographische Bedeutung der
Konglomerate in den Losensteiner Schichten (Alb,
NördlicheKalkalpen) Wa... u. ae een 155
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geographic and tectonic development of the Myjavskä
Pahorkatina Upland (West Carpathians, Czechoslo-
vaka)ı f. erelsarelesaerereie ie ea eerere 173
CzasaLAv, L.: Faunen des Senons im Bakony-Gebirge
und ihre Beziehungen zu den Senon-Faunen der
Ostalpen und anderer Gebiete ............... 183
Pıenıcar, M. & Premru, U.: Die Entwicklung der Krei-
deschichten Sloweniens (NW Jugoslawien) .... 191
Pavıovec, R. & Prenıcar, M.: Der ältere Teil der Li-
burnischen Formation inden NW-Dinariden .. 195
TIiSLJaR, J., VELIC, I. & Sokac, B.: Flachwasserkarbonate
der Unterkreide im dinarischen Karstgebiet entlang
der jugoslawischen Adriaküste ............... 201
WIEDMANN, J., REITNER, J., ENGESER, T. & SCHWENTKE,
W.: Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzge-
schichte des baskokantabrischen Kontinentalrandes
während Kreide und Alttertiär ............... 207
INHALT
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Phiessienificance 2 een en ee 265
Brıto, I.M. & Camros, D. A.: The Brazilian Cretaceous
BE RE VEIEBER RENNER Hr IETPEENER BE RERERFPFLERFICHFAERERF PER ERSILSTRE 277
FAUNENVERGESELLSCHAFTUNGEN,
PALAÄOBIOGEOGRAPHIE, KLIMAZEUGEN
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Kımeer, H. C. & WIEDMAnN, J.: Palaeobiogeographic
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BIOSTRATIGRAPHIE UND KORRELATIONSPRO-
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KakaBADZE, M. V.: On the Hauterivian-Barremian cor-
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The Cretaceous of North Greenland - a stratigraphic and
biogeographical analysis
By
TOVE BIRKELUND & ECKART HÄKANSSON*)
With 6 text figures and 3 plates
INBSIRACT
Mapping of the Wandel Sea Basın (81-84°N) has revealed
an unusually complete Late Jurassic to Cretaceous sequence
in the extreme Arctic. The Cretaceous part of the sequence in-
cludes marine Ryazanian, Valanginian, Aptian, Albian, Tu-
ronıan and Coniacıan deposits, as well as outliers of marine
Santonian in amajor fault zone (the Harder Fjord Fault Zone)
west of the main basin. Non-marine ?Hauterivian-Barremian
and Late Cretaceous deposits are also present in addition to
Late Cretaceous volcanics.
An integrated dinoflagellate-ammonite-Buchia stratigra-
phy of the Jurassic to Early Valanginian part of the sequence
shows that the Early Cretaceous dinoflagellate assemblage
appeared later in the Wandel Sea Basin than further south, and
that a discrete “Jurassic” dinoflagellate assemblage existed for
some time in the Early Cretaceous, unaffected by the general
turnover at the Jurassic-Cretaceous boundary.
Ammonite occurrences show interesting palaeobiogeogra-
phical trends. Ryazanıan-Valanginian ammonite faunas (Bo-
realites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites, Astieripty-
chites) are Boreal and Sub-Boreal, related to forms primarily
known from circum-arctic regions (Sverdrup Basin, Svalbard,
Northern and Western Siberia), but they also have affinities to
occurrences as far south as Transcaspia. The Early Albian
contains a mixing of forms belonging to different faunal pro-
vinces (e. g. Freboldiceras, Leymeriella, Arcthoplites), linking
North Pacific, Atlantic, Boreal/Russian platform and Trans-
caspian faunas nicely together. Endemic Turonian-Coniacian
Scaphites faunas represent new forms related to European
species. The Valanginian and Albian ammonites are briefly
described and the Early Albian correlation of North Pacific
and Boreal zonations is revised.
A Late Cretaceous to Early Paleocene phase of movement
has been verified by the setting of Late Cretaceous deposits in
pull-apart basins of the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt
and by pre Late Paleocene deformation of the deposits. This
has an important bearing on the early evolution of the North
Atlantic and Arctic Oceans.
KURZFASSUNG
Die geologische Kartierung des Wandel Sea Basın in Nord-
grönland (81°-84°) lieferte eine ungewöhnliche vollständige
Abfolge des oberen Jura und der Kreide mit marınen Ablage-
rungen des Ryazan, Valangın, Apt, Alb, Turon und Coniac
und in der Harder Fjord Störungs-Zone westlich des Haupt-
beckens auch des Santon, sowie nicht-marine Serien des
?Hauterive-Barreme und einen oberkretazischen Vulkanıs-
mus.
Eine kombinierte Dinoflagellaten-Ammoniten-Buchia-
Stratigraphie vom höheren Jura bis ins untere Valangiın zeigt,
daß im Wandel-See-Becken die ersten Kreide-Dinoflagella-
*) Institute of historical Geology and Palaeontology, Öster Voldga-
de 10, DK-1350 Copenhagen K, Denmark.
ten-Vergesellschaftungen später auftreten als weiter im Sü-
den, und daß sich eine eigenständige ‚‚jurassische‘“ Dinofla-
gellaten-Vergesellschaftung unbeeinflußt vom allgemeinen
Umschwung an der Jura-Kreide-Grenze in die Unterkreide
hinein fortsetzt.
Bei den Ammoniten zeigen sich interessante paläobiogeo-
graphische Tendenzen. Die Ryazan-Valangin Ammoniten-
fauna (Borealites, Peregrinoceras, Neotollia, Polyptychites,
Astieriptychites) sind boreal und subboreal mit engen Bezie-
hungen zu Faunen anderer zirkumpazifischer Gebiete (Sver-
drup Basin, Svalbard, Nord- und Westsibirien); aber sie ha-
ben auch Ähnlichkeit mit südlichen Vorkommen wie z. B.
vom Kaukasus. Das tiefere Alb enthält Mischfaunen ver-
schiedener Faunenprovinzen (z. B. Freboldiceras, Leyme-
riella, Arcthoplites) und zeigt Verbindungen zwischen dem
Nordpazifik, dem Nordatlantik, der borealen russischen
Plattform und dem transkaspischen Bereich auf. Endemische
Scaphiten-Faunen des Turon und Coniac führen neue For-
men mit Beziehungen zu europäischen Arten. Die Ammoni-
ten des Valangin und des Alb werden kurz beschrieben und
die Korrelation der Zonen des unteren Alb im nordpazifi-
schen und im borealen Bereich wird revidiert.
Es kann eine Phase spätkretazischer-frühpaläozäner Bewe-
gungen nachgewiesen werden anhand von spätkretazischen
Ablagerungen in Senkungsräumen des Wandel Hav Strike-
Slip Mobile Belt und anhand einer prä-oberpaläozänen De-
formation dieser Sedimente. Sie sind von großer Bedeutung
für die frühe Entwicklung des Nordatlantıks und des arkti-
schen Ozeans.
1. INTROBUGEION
The geological history of the North Atlantic region for the
period leading up to the separation of the Eurasian and North
America/Greenland continents naturally should be based on
as much information as possible from strata on both sides of
the ocean. In the extreme north, the Wandel Sea Basin in
North Greenland and Svalbard constitute a pair of depositio-
nal centres, which were dissected and subsequently separated
from each other by more than 500 km in connection with the
complex movements along the Spitzbergen Fracture Zone and
the generation of oceanic crust from the Nansen and Mohns
Ridges (Fig. 1). Since actual separation along both the north-
ern part of the Mohns Ridge and the “southern” part of the
Nansen Ridge is documented by ocean crust formation at or
somewhat prior to anomaly 24 time (Tarwanı & ELDHOLM
1977, Vogt et al. 1979), Cretaceous and Paleocene strata in
particular are relevant in this context.
Early Cretaceous sediments are abundantly preserved in
both areas, whereas Late Cretaceous strata are completely ab-
sent in theSvalbard archipelago (although recently encounter-
ed in the Troms Basin just off the Norwegian north coast
[NıLs FAGERLAND, pers. comm. 1982]). In the Wandel Sea Ba-
sin, on the other hand, recent investigations have revealed the
presence of substantial on-shore Late Cretaceous deposits
(Hakansson et al. 1981b), and although work is still in prog-
ress, a fairly complete biostratigraphic outline ofthe Cretace-
ous has now been established here. North Greenland,
therefore, should attain a central position in attempts to esta-
blish a better understanding of the early phases in the forma-
tion of both the Atlantic and Arctic Oceans.
Ih. GEOLOGICATPFRAME
The eastern part of North Greenland has undergone a long
and complex structural history prior to the formation of the
Atlantic and Arctic Oceans (HAKANssoN & PEDERSEN in
press), resulting in a high degree of patchiness in the distribu-
tion of most sediments in the Wandel Sea Basın. Cretaceous
spmzBenseN
deposits in particular display an extreme separation into
small, structurally determined units (Fig. 2). However, wit-
hin this erratic pattern the effect of two distinctly different
geological regimes is apparant.
==
—
—-
zeit
——. ZONE
— nr, 2
39014 SNHOW
Fig. 1. Eastern North Greenland and adjacent parts of the North Atlantic and Arctic Oceans; main
tectonophysic structures indicated.
Early Cretaceous deposits, in general, are characterised by
high sediment maturity reflecting deposition in a comparati-
vely quiet period subsequent to the last pulse of the Late Pala-
eozoic to Mesozoic episodes of transcurrent faulting (HA-
KANSSON & PEDERSEN in press). In strong contrast to this pictu-
re, Late Cretaceous sediments are mainly immature, rapidly
accumulated infill in pull-apart basins of the Wandel Hav
Strike-Slip Mobile Belt which, furthermore, contain the only
magmatic rocks known from the Wandel Sea Basin (HAKAns-
soN & PEDERSEN in press).
LATE JURASSIC - EARLY CRETACEOUS DEPOSITS
Ladegärdsäen Formation (Fig. 2, locs 5 & 6). This
formation is restricted to east Peary Land and has been consi-
dered in some detail by HAkansson etal. (1981a), who presen-
ted an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate stratigra-
phy for the marine intervals. The formation records a Middle
Oxfordian transgression, followed by gradually shallowing
marine conditions which prevailed in Late Jurassic time and
across the Jurassic Cretaceous boundary into the Early Va-
langinian, terminated by pre-Aptian limnic deposits. Sedi-
mentation in the Ladegärdsäen Formation amounted to a
thickness of some 250 m.
Kilen (Fig. 2, loc. 10). A parallel, apparently unrelated
Late Jurassic — Early Cretaceous sequence, which has yet to
be formally described, is located in part of the large semi-nu-
natak Kilen (HAkansson etal. 1981b). The moderately folded
sequence comprises some 900 m of marine sandy and silty se-
diments from which scattered ammonite faunas have establis-
hed the presence of Kimmeridgian, Volgian, Valanginian, and
Middle Albian strata. Previous reports on the presence of Ba-
thonian strata in Kilen (Greenarctic Consortium in Dawes
1976; Dawes & PEEL 1981) were based on erroneous determi-
nation of these Middle Albian ammonites (see p. 13). The
Kimmeridgian — Valanginian part of the sequence constitutes
a mainly transgressive phase in which sediments accumulated
ICE CAP BOUNDARY--—_
in amuddy, sheltered, coastal environment, whereas subse-
quent sediments are dominated by shelf mud with increasing
amounts of storm sand layers (HAkansson et al. 1981b).
Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7). Here, at a considerable
distance from all other sediments of the Wandel Sea Basın,
85 m ofcoarse sandstones gradually giving way to mudstones
have been preserved. The sediments apparently rest directly
on Ordovician sediments. Very thin coal seams and root hori-
zons together with the very low diversity assemblages of di-
noflagellate cysts suggest a prevailing near-coastal and lagoo-
nal, mainly restricted marine environment with associated
protective bar systems (HAkansson etal. 1981b). The dinofla-
gellate floras indicate an Aptian age for most of the sequence
(Pıaseckı in HAkansson et al. 1981b); no macrofossils are
known.
East Peary Land (Fig. 2, loc. 5). From a very restricted,
fault-bound locality next to the Ladegärdsäen Formation,
Rote (1981) recorded about 100 m of black mudstones with
thin sandstones and shell conglomerates at the top of the se-
quence. Dinoflagellates from the mudstones in general indi-
cate Aptian ages (Pıaseckı in RoıL£ 1981), whereas ammonites
from the top conglomerates are of early Albian ages. HAkans-
son et al. (1981b) considered the sequence a deeper water,
open marine equivalent to the Aptian nearshore sediments at
Kap Rigsdagen (Fig. 2, loc. 7).
LATE CRETACEOUS DEPOSITS
Kilen (Fig. 2, loc. 9). At least 550 m of fairly strongly
folded organogenic shale and fine-grained sandstones with
minor redeposited biogenic conglomerate sheets are located
in the northern, downfaulted part of the semi-nunatak Kilen
(HAxansson et al. 1981b). Marine faunas dominated by sca-
phitids and inoceramids are frequent through most of the se-
quence, whereas dinoflagellates have been severely altered
due to significant thermal activity (HAKANssoN et al. in prep.).
Fig. 2. Distribution of Cretaceous deposits in relation to the structural elements of the Wandel Hav
Strike-Slip Mobile Belt in North Greenland. (NB: the distribution of outcrops shown by SOPER et al.
(1982, fig. 2) is incorrect.)
M.Y KAP CANNON
THRUST ZONE
50
HARDER FJORD
FAULT ZONE
TROLLE LAND KRONPRINS CHRISTIAN
FAULT SYSTEM LAND
YPRESIAN
THANETIAN
MAASTRICHTIAN
CAMPANIAN
SANTONIAN
CONIACIAN
TURONIAN
CENOMANIAN
ALBIAN
APTIAN
60
TERTIARY
70
80
90
100
CRETACEOUS
BARREMIAN
HAUTERIVIAN
VALANGINIAN
RYAZANIAN
VOLGIAN
KIMMERIDGIAN
OXFORDIAN
CALLOVIAN
130
Depositional boundary
RR Continental volcanics
GZ— Marine clastics
140
2,00°2%.°] Continental clastics
dk, Palaeozoıc basement
JURASSIC
SET Inferred structural boundary/surface
Ze>SS- Dated structural boundary/surface
>435 m
© ©
Fig. 3. Lithostratigraphy of Late Jurassic — Early Tertiary Strata in North Greenland. Encircled numbers
refer to location in Fig. 2. Partly based on information from HAKANSSON & PEDERSEN (in press),
HAKANSSON et al. (1981 b) and BATTEN et al. (1981).
The depositional environment probably was a shallowing
shelf, and the inoceramid fauna indicates the presence of
Middle Turonian to very Early Coniacian strata (KAUFFMAN in
HaAxansson et al. 1981b). Among stratigraphically important
species should be mentioned /noceramus cuvieri, I. lamarcki
and Platyceramus mantellı.
Nakkehoved Formation (Fig. 2, loc. 8). A gently dı-
sturbed sequence comprising at least 600 m of rapidly accu-
mulated, monotonous, fine-grained greywackes is exposed in
the complex of nunataks and semi-nunataks in northern
Kronprins Christian Land (HAkansson et al. 1981b). A ma-
rine bivalve fauna including posidoniid and trigoniid forms
generally indicates a Late Cretaceous age of the sequence, but
more precise age determinations are lacking so far. Low grade
thermal metamorphism has caused pervasive recrystallisation
as well as complete degradation of organic walled microfossils
(HAKAnNSssoN et al. in prep.).
Herlufsholm Strand Formation (Fig. 2, locs 3 & 4).
Variously folded and thrusted, mainly fluvial sequences refer-
red to the Herlufsholm Strand Formation occur in two sepa-
rate areas (HAkansson 1979; HAKANSssoN et al. 1981b). At
Herlufsholm Strand (Fig. 2, loc. 4) at least 435 m and at De-
potbugt (Fig. 2, loc. 3) more than 500 m of sediments domi-
nated by conglomerates, greywackes, and coaly shales with
poorly preserved plant remains have been preserved. Only
little direct evidence is at hand to document a Late Cretaceous
age of the Herlufsholm Strand Formation. Palynomorphs
have consistently been degraded beyond recognition, and
only the presence of angiosperm wood gives an indication of
the Late Cretaceous — Early Tertiary age suggested by TROEL-
sen (1950) for the sequence at Herlufsholm Strand. However,
an additional, isolated occurrence of organogenic shales very
close to the Herlufsholm Strand Formation at Depotbugt
contains a very restricted, possibly Early Tertiary palyno-
morph assemblage (CroxTon et al. 1980). Since the thermal
alteration of these shales is far less severe than recorded in the
shales of the neighbouring Herlufsholm Strand Formation
(Praseckı in HAKansson etal. 1981b), a Late Cretaceous age of
this formation is substantiated. As discussed by HAkansson &
PEDERSEN (in press), the tectonic disturbance of both Herlufs-
holm Strand Formation sequences is consistent with the re-
gional pattern of Late Cretaceous deformation in the Wandel
Hav Strike-Slip Mobile Belt.
North-eastofFrigg Fjord (Fig. 2, loc. 2). Centrally ın
the long-lived Harder Fjord Fault Zone, marine Late Creta-
ceous sediments have been preserved in more or less vertical
positions in afew small fault-bound wedges (HAKANssON et al.
1981b). The sediments are fine-grained and dominated by
greywackes and feldspar rich sandstones, and they contain a
sparse fauna of protobranch and inoceramid bivalves. A se-
quence more than 400 m thick apparantly constitutes the
most extensive interval preserved within a single wedge, and
from this sequence the Late Santonıan Sphenoceramus pinni-
formis has been identified (Kaurrman in HAkanssoN et al.
198 1b).
Kap Washington Group (Fig. 2, loc. 1). More than
5 km of extrusive volcanics and subordinate continental cla-
stics makes up the Kap Washington Group, which is known
only from a number of thrust sheets in the Kap Cannon
Thrust Zone on the north coast of Peary Land (Brown & PAr-
sons 1981; BaTTen et al. 1981). The volcanic suite is peralka-
line and include air-fall tuffs and breccias, as well as basaltic,
trachytic and rhyolitic lavas (Brown & Parsons 1981; SOPER et
al. 1982); little is known about the clastic constituents of the
group. Inaddition to the Kap Washington Group volcanicity,
northwest Peary Land is also the centre of an intense swarm of
Cretaceous basaltic dykes (Dawzs & Sorer 1979; Hıcaıns et
al. 1981).
BATTEN et al. (1981) and Soper et al. (1982) adopted an age
ofthe Kap Washington Group volcanicity at or just before the
Cretaceous-Tertiary boundary, and Soper et al. (1982) refer
the dyke swarm to a separate episode, entirely preceding the
Kap Washington Group. However, as pointed out by HA-
KANSSON & PEDERSEN (in press) these age indications are not
fully substantiated. Thus, the basal, partly intervolcanic se-
diments of the Kap Washington Group contain an angio-
sperm flora of Cenomanian or later Cretaceous age (BATTEN et
11
al. 1981); palynomorphs approximately 3 km higher in the
sequence indicate aCampanıan — Maastrichtian age (BATTEN et
al. 1981; BATTEN in press); and, finally, whole rock Rb/Sr age
determination of extrusives from the top of the group yields
ages of 63-64 m. y. (LArsen et al. 1978; Larsen ın press). The
available evidence, therefore, suggests a general Late Cretace-
ous age for the Kap Washington Group with a termination of
the volcanıcity approximately at the Cretaceous-Tertiary
boundary. Furthermore, HAKANssoN & PEDERSEN (in press)
argue against a clear distinction between the dyke-swarm and
the extrusives of the Kap Washington Group and consider
them intimately related and at least partly synchronous.
IIl. AMMONITE STRATIGRAPHY
Up to now, the age determinations of the Cretaceous depo-
sits of North Greenland have been based on ammonites, dino-
flagellates, Buchia and Inoceramus species, as well as pollen
and leaves. In addition, Cretaceous radiometric ages have
been obtained from a number of dykes and extrusive volca-
nics. For the Jurassic to earliest Cretaceous part of the se-
quence an integrated ammonite-Buchia-dinoflagellate strati-
graphy has already been worked out (HäAkansson et al.
1981a), and studies of dinoflagellates and inoceramids from
later parts of the sequence by $. Pıaseckı and E. KAUFFMAn,
STAGES/SUBSTAGES| AMMONITE ZONATION | NORTH
GREENLAND
E. lautus
MIDDLE
ALBIAN E. loricatus
H. dentatus
D. mammillatum
LOWER L. regularis
ALBIAN HEEESEHEESSSHEEESSFEEEN
PAIR L. tardefurcata EEE BE
L. schrammeni
P. michalsküi Ei HH
LOWER E
VALANGINIAN T. syzranicus
N. klimovskiensis BEER
B. mesezhnikowi
S. analogus
RYAZANIAN
H. kochi
C. sibiricus
C. chetae
UPPER
VOLGIAN C. taimyrensis
C. okensis
Fig. 4. Upper Volgian - Lower Cretaceous ammonite zones
in North Greenland.
12
respectively, are in progress. The hitherto undescribed Early
Cretaceous ammonites have now been studied in detail and
are presented here in the Appendix (p. 16).
A short account of the ammonite stratigraphy of the Creta-
ceous ın North Greenland is given below (fig. 4).
RYAZANIAN
Hectoroceras kochi Zone: The ammonite Borealıtes sp. aff.
fedorovi Kıımova, 1969, and the Buchia species B. fischeria-
na, B. unschensis, B. terebratuloides, B. okensis and B. vol-
gensis characterize this zone (see HAkansson et al. 1981a).
The genus Borealites appears in the C'hetaites sibiricus Zone
of northern Siberia and becomes more diversified in the lower
part of the H. kochi Zone according to Casey (1973). The
specimens from North Greenland are closest to forms from
northern and western Siberia from the H. kochı Zone.
Among the Buchia species, B. okensis and B. volgensis are
thought to appear at the base ofthe H. kochi Zone and only
two of them, B. okensis and B. volgensis, occur above the
H. kochi Zone to the top of the Ryazanian according to Zak-
HAROV in HAKANSssoN et al. (1981a).
Bojarkia mesezhnikowi Zone: Only Peregrinoceras sp.
aff. albidum Casey, 1973, ıs known from this level (HAkans-
son etal. 1981a). The genus Peregrinoceras appears late in the
Ryazanıan and is not known from the Valanginian. P. albi-
dum characterizes a zone at the top of the Ryazanian in
eastern England (Casey, 1973) and P. aff. albidum Casey,
1973, has also been found in the top Ryazanıan of Kashpur
(Casey, MESEZHNIKOV & SHULGINA, 1977).
LOWER VALANGINIAN
Neotollia klimovskiensis Zone: A few fragments of Neotol-
lia sp. and a Buchia specimen, possibly B. keyserlingi, are
known from this level (HAkansson et al. 1981a).
Polyptychites michalskii Zone: The presence of this zone in
the sequence of Kilen ıs verified by the find of a small, poorly
preserved fauna of Polyptychites michalsku (BOGosLovsKY),
P. middendorffi Pavıov, P. (Astieriptychites) sp. and inde-
terminate fragments of ‚„‚Euryptychites“ (pl. 1).
LOWER ALBIAN
The early Lower Albian is here divided in three Zones:
L. schrammeni Zone, L. tardefurcata Zoneand L. regularıs
Zone in accordance with German usage.
Leymeriella tardefurcata Zone: In eastern Peary Land
Leymeriella trolleı n. sp. and Freboldiceras praesingulare n.
sp. occur together a few metres below concretions containing
Arcthoplites jachromensis (Nıkırın) and Anadesmoceras sp.
The evolutionary stage of the Leymeriella species, being a
progressive form ofthe L. schrammeni stock, seems to indi-
cate that the assemblage belongs to the very base of the
L. tardefurcata Zone or — possibly - the topmost part of the
L. schrammeni Zone. Freboldiceras praesingulare n. sp. is
very close to Freboldiceras singulare ImLay from southern
Alaska. On the basis of morphology it is supposed to belong
to a slightly earlier evolutionary stage than F. singulare (see
p. 17).
The early Lower Albian age of F. praesingulare n. sp. is
well documented on the basis of its occurrence together with
Leymeriella trollei n. sp. The Alaskan occurrences of Frebol-
diceras singulare ImLay, on the other hand, belong to the so-
called Brewericeras hulenense Zone of the North Pacific Pro-
vince. Besides F. singulare and Brewericeras hulenense (An-
DERSON), this zone also contains (according to JoNEs &
Grantz 1967) e. g. Arcthoplites talkeetnanus (Imıav), Ana-
gaudryceras sacya (FORBES), Grantziceras affıne (WHITEA-
ves), G. glabrum (WHITEAVES), Parasilesites bullatus ImLav
and Puzosia alaskana ImLay. It overlies the Moffites robustus
Zone of early Albian age and is referred to late Early Albian
by Jones & Grantz (1967). The close relations between Fre-
boldiceras singulare and F. praesingulare n. sp., together
with the occurrence of early forms of Arcthoplites in the
Brewericeras hulenense Zone (see below), suggest an earlier
Lower Albian age ofthe B. hulenense Zone than is generally
supposed.
A rich assemblage of Arcthoplites jachromensis (Nıkırın)
and a single fragment of Anadesmoceras sp. occurs a few met-
res above the Leymeriella — Freboldiceras assemblage.
The exact age of Arcthoplites Jachromensis ıs not known,
either in the type area on the Russian platform, or in other oc-
currences in Svalbard and Arctic Canada. Nacy (1970) indica-
tes a find of Brewericeras cf. hulenense (ANDERSON) together
with A. jachromensis ın Svalbard, but the affinity of that
Brewericeras specimen is very uncertain. The Svalbard Arc-
thoplites faunas asa whole (A. birkenmajerı Nacy and A. ja-
chromensis) can be dated to levels between the middle part of
the Z. tardefurcata Zone s. |. and the upper part of the Dou-
villeiceras mammillatum Zone according to Nacv (1970).
Species intermediate between Freboldiceras and Arcthoplites
(Freboldiceras remotum Nacy, Arcthoplites birkenmajeri
Nagy) occur together with Zeymeriella germanica. In Arctic
Canada JELETZKY & STELCK (1981) tentatively correlated Arc-
thoplites bearing beds (e. g. containing A. jachromensis) with
the upper part of the L. tardefurcata Zone s. |. and the
D. mammillatum Zone of the Western European standard
zonation.
The rich Arcthoplites fauna from Mangyschlak, described
by SaveLıev (1973), belongs to the /. tardefurcata Zone and
does not penetrate into the Z. regularıs Zone. The Mangy-
schlak fauna seems to be fairly closely related to Arcthoplites
Jachromensis.
Considering all these data, combined with stages of evolu-
tion of the Freboldiceras - Arcthoplites stock of the faunas in
question, it is concluded that the A. jachromensis fauna still
belongs to the L. tardefurcata Zone and that characteristic
Freboldiceras/Arcthoplites faunas from Alaska, Svalbard,
North Greenland and Mangyschlak can be arranged tentati-
vely in the following stratigraphie order:
The genus Anadesmoceras appears in the L. tardefurcata
Zone in Germany and is also known from the Z. tardefurcata
Zone in Mangyschlak (SaveLıev, 1973). In England it appears
in the equivalent Farnhanıa farnhanensis Subzone. Its single
occurrence together with Arcthoplites jachromensis in North
Greenland is thus in good accordance with the scheme above.
L. regularıs no Arcthoplites
Zone
Arcthoplites spp.
L. tardefurcata
Zone
L. schrammeni
Zone
MIDDLE ALBIAN
Euhoplites lautus Zone: Two fragments, figured in Pl. 3,
one a gastroplitid, the other an Anahoplites comparable to
A. daviesi ornata SparH, 1924 are of particular interest be-
cause the presence of Middle Jurassic (Bathonian) strata in Ki-
len was postulated on the basis of these fragments (Greenarc-
tic Consortium in Dawes, 1976; Dawes & Peer, 1981). Until
now these fragments have been the only indication of the
Middle Albian in North Greenland.
(e. g. A. subjachromensis SAVELIEV)
Arcthoplites Jachromensıis
Freboldiceras remotum/
Arcthoplites birkenmajeri
Freboldiceras singulare/
Arcthoplites talkeetnanus
of the B. hulenese Zone
Freboldiceras praesingulare
13
Mangyschlak
N. Greenland/
Spitsbergen
Svalbard
Alaska
N. Greenland
MIDDLE TURONIAN - EARLY CONIACIAN
In Kilen the lower 300 m of the Late Cretaceous sequence
in particular has yielded a number of faunas containing rich
assemblages of inoceramids and scaphites. On the basis of the
inoceramids, E. Kaurrman has dated the deposits to Middle
Turonian — Early Coniacian. The scaphites belong to an en-
demic stock related to the Scaphites geinitzi group, and Otos-
caphites spp. may also be present. These faunas will be descri-
bed in detail elsewhere.
IV. PALAEOBIOGEOGRAPHY
RYAZANIAN
The Ryazanian in North Greenland is dominated by Boreal
and Sub-Boreal ammonites and Buchia species. The stage is
further characterised by long-ranging species of dinoflagella-
tes which are also present in Jurassic deposits below and be-
long to an extreme northern flora (HAkansson et al. 1981a).
The early Ryazanıan ammonite genus Borealites is known
primarily from northern regions (the Sverdrup Basin, Sval-
bard, Northern and Western Siberia), but has also been found
in England. The late Ryazanıan genus Peregrinoceras, on the
other hand, has up to now only been recorded from the Man-
gyschlak Peninsula (Transcaspia), the Volga Region, and
eastern England (Casey, 1973), and the occurrence in North
Greenland is the first find of this genus in northern regions.
Fig. 5. Distribution of the “borealis” and North Atlantic
dinoflagellate assemblages in Late Jurassic - earliest Cretaceous
time.
14
Allthe Ryazanıan Buchia species have a wide distribution
in the Boreal realm from Arctic Canada to Svalbard and
northern USSR. In addition, some are fairly common in the
Sub-Boreal province (e. g. B. volgensis) and a few ofthem are
even known from Alaska, British Columbia and California or
have close allies in these areas (e. g. B. fischeriana and
B. okensıis).
The restricted distribution of the dinoflagellate assemblage
of the Ryazanian constrasts with the macrofauna. The assem-
blage belongs to an “extreme arctic” flora of long-ranging
species which appeared in the late Oxfordian and continued
into the Early Valanginıan. This “borealis assemblage” was
recognized by BRIDEAUX & FisHER (1976) from Arctic Canada,
extending from the McKenzie River delta to Ellef Ringness Is-
land in the Sverdrup Basın. The assemblage further extends to
East Greenland, where it is mixed with the widely distributed
North Atlantic flora (Pıaseckı, 1980) (Fig. 5).
VALANGINIAN
The biogeographic pattern in the Neotollia klimovskiensis
Zone of the Early Valanginian is more or less unchanged from
the Ryazanıan. Poorly preserved Neotollia and ?Buchia key-
serling:! both belong to the Boreal and Sub-Boreal province,
while the dinoflagellates belong to the restricted extreme
northern “borealis assemblage””.
A few metres above the Neotollia level the dinoflagellate
assemblage changes drastically: The “borealis assemblage”
was replaced completely by typical Early Cretaceous forms
known from the entire North Atlantic region, including NW
Europe. As this flora is known from earlier deposits both in
NW Europe and the Atlantic, the appearance in North
Greenland must be explained by a delayed migration to the
north caused for instance by suddenly improved physical
connections or by a rise in temperature (HAkansson et al.
1981a). A similar invasion of southern forms apparently took
place also in the Arctic Canada in the Valanginian (MCInTYyrE
& BrıpEaux 1980).
Ammonites from the Polyptychites michalskii Zone in Ki-
len are completely identical with forms known from the Sver-
drup Basın (pers. comm. E. Kemper, 1982) and from north-
ern USSR (see e. g. Pavıov, 1914; BocosLovsky, 1902; Bopy-
LEVSKY, 1960). This fauna has a restricted, high northern Bo-
real distribution as distinct from “Polyptychites tscheka-
nowski Beds” of Kemper & JeLerzky (1979), which in the
Sverdrup Basin contains forms closely related to the NW
German province (KEMPER, 1977; KEMPER & JELETZKY, 1979).
It is not possible to tell if the dinoflagellate invasion from
the south, mentioned above, is earlier or later than the P. mi-
chalskii fauna, as no dinoflagellates are preserved in this part
of the Wandel Sea Basin (cf. HAkansson et al. in prep.).
LOWER ALBIAN
The ammonite faunas of that time from North Greenland
represent a mixture of forms belonging to different provinces
and showing a fairly surprising, characteristic pattern of mi-
gration routes. The composition of Lower Albian faunas
from Svalbard (described by Nacy, 1970) and from East
Greenland (summarized by Donovan, 1957) are similar ın a
number of respects.
Leymeriella: The early representatives are only known
from Svalbard, North Greenland and NW Germany, but la-
ter representatives are widely distributed in NW Europe and
connected with occurrences in Transcaspia (see SAVELIEV,
1973) and Iran (see Seyen-Emanı, 1980) via a mid-European
sea-way marked by occurrences of leymeriellids in Austria,
Bulgaria, Rumania, southern Russia and Kaukasus, (OWEN,
1973, 1979; Sevep-Emanı, 1980). This distribution is nearly
identical with the hoplitinid province of the Middle Albian.
Freboldiceras ıs known from the American Northern Pacı-
fic Province of Alaska, Arctic Canada, North Greenland and
Svalbard. Other characteristic forms, first described from the
Pacific province: Grantziceras, Brewericeras and Grycıa, are
known as far as Arctic Canada, Svalbard and East Greenland
(Brewericeras), but have not been found in North Greenland.
LEYMERIELLA O
As FREBOLDICERAS®
>? ARCTHOPLITES #
Fig. 6. Distribution of the Early Albian genera Leymeriella,
Freboldiceras and Arcthoplites.
Arcthoplites is known from the American Northern Pacific
Province of Alaska (early forms), Arctic Canada, North and
East Greenland and Svalbard, and further from the Russian
Platform, Mangyschlak (Transcaspia) and Iran (see e. g.
Nav, 1970; SavELIEv, 1973; SEYED-Emanı, 1980). The non-
occurrence of Arcthoplites in western Europe, and the non-
occurrence of Leymeriella in central Russia, taken together
with the occurrence of both genera in two regions far apart:
the high northern Atlantic region and Mangyschlak — Iran,
indicates two different routes of distribution of these two ge-
nera: An Atlantic — European sea-way for Leymeriella and a
Russian-Arctic sea-way for Arcthoplites (omitted in Owen’s
palaeobiogeographic maps from 1973 and 1979) (Fig. 6).
It is difficultto explain this pattern satisfactorily, but itmay
be mentioned that the distribution of Arcthoplites shows
some similarity to the distributional pattern of Upper Volgian
Craspedites. The home of Craspedites is the Russian Plat-
form, but whereas the genus is apparently also widely distri-
buted in northern Boreal regions (northern Siberia, Svalbard,
North Greenland, Sverdrup Basın), it is never found ın we-
stern Europe. The genus Leymeriella’s close connection with
the Mid-European - Atlantic sea-way, and the lack of this ge-
nus in circum-Arctic regions indicate that it does not belong
to the Boreal stock, but is better regarded as a primarily Euro-
pean form which migrated far to the north as did the hopliti-
nids of the Middle Albian.
On the basis of the distribution of glendonite, Kemper &
Schaitz (1981) and Kemper (1982, herein) proposed the exi-
stence of Lower Valanginian and Aptian-Albian glaciations.
The strong circum-arctic provincialism still present in Early
Valanginian time could be considered as support for this hy-
pothesis, but this can hardly be justified, as a similar provin-
15
cialism is also seen in large parts of the Middle and Upper Ju-
rassic. Furthermore, also the wide distribution of the Early
Albıan ammonites occurring in North Greenland is hardly
compatible with Kemper’s hypothesis.
MIDDLE ALBIAN
The occurrence of agastroplitid ammoniteand Anahoplites
cf. daviesi ornata Spark in North Greenland is complemen-
tary to occurrences of earlier Middle Albian and basal Upper
Albian in East Greenland (Donovan 1957) and Svalbard
(Nacy 1970), belonging to the northern part of the Middle
Albian hoplitinid province, described by Owen (1979).
LATE CRETACEOUS
The fairly sporadic macrofauna from the series of local
pull-apart basins developed across North Greenland through
the Late Cretaceous is characterised by the occurrence of wi-
despread Boreal inoceramids through the Turonian - Santo-
nian interval. On the other hand, a comparison of the Middle
Turonian — Early Coniacian scaphites with faunas of similar
age from North America and Europe seems to show that most
of the North Greenland scaphites belong to an endemic stock
related, most likely, to the European Scaphites geinitzi
group. Considering the general provincialism characterising
the Late Cretaceous scaphites this result is not in any way sur-
prising. Rare, poorly preserved scaphites from East Green-
land referred to Scaphites sp. cf. geinitzi D’Orsıcny and S.
aff. morrowi JELerzkv by Donovan (1953) may be related to
the North Greenland stock.
V.CONCLUDING REMARKS ON OCEAN DEVELOPMENT
Late Cretaceous geology in North Greenland was control-
led by the series of events in the Wandel Hav Strike-Slip Mo-
bile Belt, in which activity ceased just after the Cretaceous —
Tertiary boundary. The detailed relations between these
events have yet to be determined, but it would appear from
the present data that 1) formation of all pull-apart basins cha-
racterising the mobile belt was initiated som time subsequent
to the Albian; 2) the oldest strata so far determined from any
of the basins are of Middle Turonian age, while the youngest
strata correspond to the Cretaceous — Tertiary boundary; and
3) compressional deformation in all basins was apparently
terminated prior to renewed deposition in the Late Paleocene
(HAKANsSON & PEDERSEN in press). In addition, the rather
poorly dated dyke-swarm associated with the Kap Washing-
ton Group volcanics (K/Ar ages of 130-66 m. y. according to
Dawes & Soper 1979) may be regarded in part as precursor of
the mounting transtensional forces that subsequently gave
rise to the Wandel Hav Strike-Slip Mobile Belt.
Perhaps the most intriguing new result concerningthe early
history of the North Atlantic and Arctic Oceans is the appa-
rent lack of evidence of post-Cretaceous compressional forces
in North Greenland (HAransson & PEDERSEN in press). In
both Svalbard and the Sverdrup Basın, significant Eocene and
Oligocene - Miocene deformation took place - the Eurekan
Orogeny in the Sverdrup Basin and the West Spitsbergen
Orogeny in Svalbard (see e. g. Christie 1979) -and in spite of
the general lack of observation, such phases have often been
more or less customarily attributed to North Greenland as
well. However, as pointed out above, the recent field work
has failed to provide the anticipated evidence here.
The trend in the major faults of the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt in eastern Peary Land and northern Kronprins
Christian Land (Fig. 2) largely parallels the complex Spits-
bergen Fracture Zone separating the Mohns and Nansen Rid-
ges (HAkansson 1979). However, the age of the Spitsbergen
Fracture Zone has yet to be settled, and associated oceanic
crust formation did not commence until around the time of
anomaly 24 (Vor et al. 1979), i. e. distinctly after the ceasing
of activity ofthe on-shore part of the Wandel Hay Strike-Slip
Mobile Belt. As long as the broad shelf off eastern North
Greenland is still virtually unexplored, a direct relationship
between these two major structural elements therefore must
remain speculative (HAKANssoN & PEDERSEN in press).
One possibility is that the activity of the Wandel Hav Stri-
ke-Slip Mobile Belt affected both the on-shore part of the
Wandel Sea Basin that has now been investigated, as well as
16
the Greenland and southern Barents shelves (with the possible
continuation in the Troms Basin area). Subsequently, the me-
gascopic shear system causing the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt was released in the Spitsbergen Fracture Zone in
which the majority of the actual dislocations has taken place
during the Cenozoic.
The existence of mirror images on the Greenland plate of
the Tertiary wrench faulting in the West Spitsbergen Oroge-
ny, implied by for instance Loweıı (1972), STEEL et al. (1981)
and Soper et al. (1982) has not been directly substantiated by
recent investigations. However, their existence on the broad
Greenland shelf bordering the Spitsbergen Fracture Zone is
quite likely. As pointed out by Krrıocc (1976), transpressio-
nal deformation, reflectingthe opposingmovement of Green-
land and Svalbard, continued until late Oligocene on the
eastern side of the fracture zone. In the outer part of the shelf
off northeastern Greenland, it may therefore with some rea-
son be expected that structures of the Wandel Hav Strike-Slip
Mobile Belt will be found having an overprint of the West
Spitsbergen Orogony.
Recently, Soper et al. (1982) developed a detailed model for
the formation of the Eurasian Basin in the Arctic Ocean assu-
ming a direct connection between the Kap Washington
Group volcanicity and the initial opening of the Eurasian Ba-
sin. As we do not fully accept these authors’ interpretation of
the stratigraphic position of the Kap Washington group and
find their assumption that Paleocene strata are folded to be in-
supportable (cf. also HAkansson & PEDERSEN in press), we
would question their suggested order of events. Consequent-
ly, since no convincing evidence has yet been presented, we
would advise the consideration of other, presumably older,
relationships for the North Greenland volcanicity.
VI. APPENDIX
VALANGINIAN AND ALBIAN
AMMONITE FAUNAS
Lower Valanginian polyptychites
(pl. 1, figs 16-19)
Material: Fragments of “Euryptychites” (GGU216119)
have been found in situ together with two loose specimens
of Polyptychites michalskii (BoGosLovsky) and one specimen
of Pobyptychites middendorffi Pavıov (GGU216118). Two
metres above this level two loose fragments of Polyptychites
(Astieriptychites) sp. have been found (GGU216117). Mo-
reover, a few indeterminate fragments are available.
Locality: Kilen, Kronprins Christians Land (Fig. 2, loc.
10).
Remarks: The two Polyptychites michalskü specimens,
one of which is shown in pl. 1, figs 19a-b, are fragments of
microconchs and in good agreement with the type series figu-
red by Bocosıovsky (1902, pl. 15) except for a less inflated
shape. The phragmocone of P. middendorffi Pavıov, figured
in pl. 1, figs 16a-b, shows especially close similarity with the
phragmocone figured by Pavıov, 1914, pl. 6, fig. 2. The two
poor fragments of P. (Astieriptychites) Bopyıevskv, 1960, fi-
gured in pl. 1, figs 17-18 show aribbing pattern similar to the
type of P. (A.) astieriptychus Bopvıevsky, 1960 (pl. 39,
fig. 1).
Leymeriella trollei n. sp.
(pl. 1, figs 1-5)
Holotype: MGUH15972, figured in pl. 1, fig. 1a-b be-
longing to the sample GGU270052A.
Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5)
Material: Ca. 10 specimens, partly fragmentary, all from
same locality and horizon. GGU270052A.
Description: All the specimens are somewhat crushed,
but otherwise the preservation is good, including the nacre-
ous shell. The holotype seems to be mature, having the com-
plete, 200° long bodychamber preserved (pl. 1, fig. 1a-b).
The diameter of this specimen is 42 mm and the diameter of
the phragmocone ca 30 mm. The diameter of the phragmo-
cone of other specimens varies from 16 to 25 mm. They may
be juvenile as no signs of crowding of the last sutures have
been recognized. The cross section of the whorls is compres-
sed and slıightly flattened ventrally, but cannot be described in
detail because of crushing. The umbilical ratio is 26-29%.
Rıbbing can be recognized from a diameter of 4 mm. The ribs
are prorsiradiate and strongly projected ventrally. They are
usually single and extend to the umbilical edge or they bifur-
cate close to the umbilical edge in rare cases. They are sharp on
the flanks, but grow broader and flatter ventrally. They usu-
ally form a ventral chevron of an acute shape proximally and a
rounded shape distally. In certain cases, especially in early
and middle growth stages, the ribs may be nearly completely
flattened out ventrally, so that the venter tends to become
smooth. Theribbing on the venter is more strongly developed
on the internal mould than on the surface of the shell, as the
nacreous layer tends to smooth out the sculpture. The pre-
sence of weak constrictions, best developed on mature body-
chambers, gives the ribbing a slightly irregular appearance.
The suture lines are not very incised. The external saddle is
broad and bifid and the first lateral lobe has a rather symme-
trical trifid shape.
Discussion: The specimens show fairly close affinity to
early Leymeriella forms (Proleymeriella BREISTROFFER,
1947), but also show characters which connect them with the
next evolutionary stage of the Leymeriella group.
The early stages of the Leymeriella stock are only known
from Northern Germany, first and foremost described in the
classical work by Brinkmann (1937) and later by KEMPER
(1975) and Kemper & ZımmErLE (1978). BRINKMANN showed
that the earliest representative, L. schrammeni, evolved from
the desmoceratid Callizoniceras and he described two diver-
ging lineages evolving from that species: the L. tardefurcata
lineage and the L. acuticostata — L. regularis lineage. Breı-
STROFFER (1947) established a subgenus, Proleymeriella, for
L. schrammeni and other early representatives, later treated
as aseparate genus by Casey (1957). Later investigations seem
to show thatevery gradation between the two lineages occurs,
both in early and later stages of evolution (Kemper, 1975; CA-
sey, 1957).
On the basis of the presence of constrictions, rare occur-
rences of bifurcating ribs, chevrons on the venter and absence
of tardefurcate splitting of the ribs on the flanks, the speci-
mens here described are believed to belong to early repres-
entatives ofthe Leymeriella stock, related to, but not identi-
cal with Z. (“Proleymeriella”) schrammeni. The weakness of
the constrictions, rare occurrence of bifurcating ribs and
slightly flattened venter in early growth stages indicate that
the specimens are well on the way to the next evolutionary
step, e. g. as represented in part by Z. acuticostata BrınK-
MANN. It should further be stressed that the umbilical ratio of
the specimens here described is slightly smaller than that of
L. (P.) schrammeni (type 31%), but considerably smaller than
in L. acuticostata (neotype 37%). The assemblage is thus best
regarded as anew species. A fragment ofa Proleymeriella sp.,
described by Nacy (1970) from Svalbard, differs from the col-
lection described here by common occurrence of ribs bifurca-
ting on the inner third of the flanks.
Anadesmoceras sp.
(pl. 3, fig. 2)
Material: One fragment in Arcthoplites concretion
GGU270052B.
Locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).
Description: The only specimen consists of an incom-
plete bodychamber and parts of the phragmocone. The dia-
meter at last suture is 112 mm. The shell is rather scaphitoid
and the whorls compressed, having the maximum width at the
umbilical edge, from where the flat flanks converge towards
the narrowly arched venter. The surface is smooth except for
very obscure ribs on the flanks and faint constrictions.
Discussion: The fragment shows some similarity to the
later Cleoniceras discor SavELıev, 1973 (p. 113, pl. 8, fig. 1;
pl. 17, figs 3, 4) from Mangyschlak both in size and cross-sec-
tion, but this latter species is more involute and more orna-
mented than the Greenland specimen.
Freboldiceras praesingulare n. sp.
(pl. 1, figs 6-15)
?1967 Freboldiceras singulare ImLay; NaGyY, p. 48, pl. 6, fig. 3%
text-fig. 11c.
Holotype: MGUH15982, figured in pl. 1, figs I1a-b.
belonging to the sample GGU270052A.
Type locality: East Peary Land (Fig. 2, loc. 5).
Material: Ca. 20 specimens, partly fragmentary, all from
same locality and horizon. GGU270052A.
Description: All the specimens are somewhat crushed.
The largest specimen, with most of the bodychamber preser-
ved, is 73 mm in diameter, while the diameter of the phragmo-
cone is 52 mm. The diameter of the phragmocones varies
from 22 to 52 mm and bodychambers seem to attain a length
17
of about half a whorl. No crowding of the last suture lines has
been seen and it is therefore assumed that the assemblage re-
presents different growth stages, although sexual dimorphism
may not be completely excluded. The best preserved speci-
mens show a compressed shape with slightly rounded flanks
and with the maximum thickness close to the umbilical edge,
an evenly rounded venter, a shallow umbilicus and a high ex-
pansıon rate. The umbilical ratio is about 21-27 %, but must
be considered slightly higher in uncrushed specimens.
The mother-of-pearl ofthe shell is preserved, revealing fine
preservation of shell sculpture. The ornamentation consists of
striae, ribs and rare constrictions. The striae are fine and fle-
xuous, bending slightly forward ventrally. The ribs are usu-
ally single and most strongly developed at the umbilical
shoulder and on the outer part of the flanks. However, the
ribs are highly variable in strength, shape, distance and distri-
bution on the shell. On the inner whorls very faintribs may be
discernible atthe umbilical edge and on the inner flanks from a
diameter of6 mm, but some specimens stay nearly smooth to
a diameter of about 20 mm. As mentioned above, the ribs are
usually single, but in rare cases they bifurcate on the outer
part of the flanks. In some specimens the ribs are strongly
swollen atthe umbilical shoulder. The ribbing is prominent to
a diameter of about 40 mm. Fragments of larger bodycham-
bers are smooth except for the fine striation. Rare constric-
tions may be seen both on early whorls and on otherwise
smooth bodychambers.
The suture lines are simple with a broad, shallowly incised
slightly asymmerrical first lateral lobe and a small highly
asymmetrical second lateral lobe.
Discussion: Some of the specimens are rather similar to
Freboldiceras singulare ImLAv, 1959, from Alaska, as descri-
bed by Imray (1959, p. 182, pl. 30, figs 1-7), ImLay (1960, p.
102, pl. 14, figs 8-17) and JONnEs in Jones & GranTz (1967, p.
37, pl. 7, figs 1-25). Furthermore, suture lines are very close.
However, taking the full spectrum of variation into account,
the specimens from Greenland usually differ from the species
from Alaska by lacking short secondary ribs, the very rare oc-
currence of bifurcating ribs, and the apparently more com-
pressed shape. According to JONEs (1967) F. singulare trom
Alaska includes further transitional forms between F. singu-
lare and Arcthoplites talkeetnanus, not met with ın the mate-
rial here described. Jones (1967) considered that the genera
Freboldiceras Imıay and Arcthoplites SPATH, together with
Grantziceras ImLAY, were derived from a common ancestor.
The three genera seem to occur together in Alaska.
The Freboldiceras described here (dated to the early part of
the L. tardefurcata Zone on the basis of occurrence together
with Leymeriella trollei n. sp.) is believed to be slightly earlier
than the Alaskan F. singulare (dating discussed p. 14), and
the genus Freboldiceras may thus have evolved slightly earlier
from a desmoceratid ancestor than Arcthoplites and may pos-
sibly have given rise to that genus.
A few poorly preserved specimens from Svalbard referred
to Freboldiceras singulare by Nacy (1970), may belong to the
species described here, as they also are indicated as lacking se-
condary ribs.
18
Arcthoplites Jachromensis (Nıxırın, 1888)
(Pl. 2, figs 1-10; pl. 3, fig. 1)
1888 Hoplites jachromensis NIKITIN, p. 57, pl. 4, figs 1-5, 7.
1925 Arcthoplites Jachromensis (NIKITIN); SPATH, p. 76.
?1953 Arcthoplites sp. cf. jachromensis (NIKITIN); DONOVAN,
p. 117, pl. 25, figs 3, 4, text-fig. 12.
?1964 Arcthoplites aff. jachromensis (NIKITIN); JELETZKY, p. 78,
figs 1A-D.
1970 Arcthoplites jachromensis (NIKITIN); NAGY, p. 51, pl. 8,
fig. 1.
Material: A profusion of specimens in a few large concre-
tions. GGU270052B.
Locality: East Peary Land (fig. 2, loc. 5).
Description: The presence of a large number of speci-
mens in the same concretion provides a good opportunity of
observing the variability of what must have been a contem-
poraneous assemblage. Most specimens are slightly crushed,
but are otherwise extremely well preserved, including the na-
creous shell. The diameter of the largest specimen is 135 mm,
the diameter at the last suture of this specimen is 115 mm and
the length of the incomplete body chamber 270°. Except for
that specimen, which seems to be mature, the material con-
tains growth-stages of all sızes, the smallest one measuring
15 mm in diameter at the last suture. The umbilical ratio
shows a wide variation — from 21 to 34 %.
The whorl section is evenly rounded to a diameter of
15 mm, and from that stage becomes subquadrangular until
an even rounded form returns in mature bodychambers. The
umbilıcal slope is gently inclined and the maximum width is
close to the umbilical edge. The ratio between whorl width
and whorl height varies from 1.0 to 0.8.
Ribbing begins at a diameter of about 10 mm. The early
ribs are rather weak and flexuous but become gradually more
straight, although they continue to develop a slight forward
bend ventrally. They vary somewhat in strength and sharp-
ness, but otherwise show a very persistent pattern with mar-
ked, distant primaries bifurcating high on the flanks or with
single ribs intercalated. The ribs are well developed ventrally
and they persist to the peristome.
The suture line shows a wide, only shallowly incised first
lateral saddle, a fairly complex, slightly asymmetrical first la-
teral lobe, which is somewhat deeper than the ventral lobe, a
second lateral saddle with deep phylloid incisions and a stron-
gly asymmertrical second lateral lobe.
Discussion: Some of the species here discussed closely
match thetype of A. jachromensis figured by Nikırin in pl. 4,
figs 1-2. SaveLıev (1973) has referred (with some doubt) other
specimens figured by Nikırın to new species which he esta-
blished on the basis of collections from the ZL. tardefurcata
Zone of Mangyschlak (A. nikitini SaveLıev [NiKıtın, pl. 4,
figs 3, 4, 6]; A. meridionalis SaveLıev [Nikıtın, pl. 4, fig 7]).
These specimens tend to be slightly coarser-ribbed than spe-
cimens from Greenland and are all from other localities than
the type. Close knowledge of the stratigraphy is necessary to
justify this splitting. The Arcthoplites fauna from Mangy-
schlak described by SAvELIEv seems primarily to differ from
A. jachromensis in a smoother ribbing pattern.
All other Arcthoplites from Alaska, Canada and Svalbard
(e. g. A. belli (McLeaArn), A. talkeetnanus (ImLav), A. bir-
kenmajeri NaGy) tend to show relations to Freboldiceras in
ribbing pattern, e. g. by weakening of the ribbing on venter
and bodychamber. Some uncertainty still remains over the
delimitation of the two genera.
Middle Albian hoplitids
(pl. 3, figs 34)
Material: Two fragments collected by Greenarctic Con-
sortium and placed at our dısposal by Dr. Brıan Jones, De-
partment of Geology, University of Alberta.
Locality: Eastern part of Kilen, Kronprins Christian
Land. Exact locality unknown.
Description: One of the specimens (pl. 3, fig. 4) con-
sists of a crushed fragment of Anabhoplites, the sculpture of
which shows some similarıty to A. daviesi ornata SPATH
(1924, pl. 14, figs 5c-d). The other fragment may be a gastro-
plitid. It consists of only an outer mould of the flank and um-
bilicus, shown as a cast in pl. 3, fig. 3.
ACKNOWLEDGEMENT
The results described in this paper are based on field work carried
out in connection with a mapping programme of North Greenland
undertaken by the Geological Survey of Greenland (GGU), in which
one of the authors (E. H.) took part in 1978 and 1980. We express our
sincere thanks to NIELS HENRIKSEN for the organization of the expe-
ditions and to CLAUS HEINBERG and FLEMMING ROLLE, who collec-
ted important parts of the material here described. We are grateful to
Dr. BRIAN JONES, Edmonton and Dr. ULRICH MAYR, Calgary who
made available the hoplitids kept in the Geological Department, Uni-
versity of Alberta, and to Dr. E. KEMPER, Hannover, Dr.
H. G. Owen, London andDr. D. L. JONES, La Jolla, California for
helpful advice on some of the ammonites. We thank also
R. G. BROMLEY, K. NIELSEN, |]. AAGAARD, NH. EGELUND,
E. NORDMANN and I. NYEGAARD for help in the preparation of text
and illustrations.
This paper is published with the approval of the Director of the
Geological Survey of Greenland.
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All figures natural size, arrows mark last suture. Specimens marked MGUH kept in Geological Museum
of the University of Copenhagen and specimens marked UA kept in Geological Department of the
University of Alberta, Edmonton.
Figs 145.
Leymeriella trollei n. sp. All from Sample GGU270052A.
Fig. 1. Holotype, MGUH 15972. Complete adult.
Fig.
Fig.
2. MGUH 15973. Bodychamber incomplete.
Fig. 3. MGUH15974. Presumably juvenile.
4. MGUH 15975. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.
Fig. 5. MGUH15976. Presumably juvenile, bodychamber incomplete.
Figs 6-15.
Freboldiceras praesingulare n. sp. All from sample GGU270052A.
Fig. 6. MGUH15977. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.
Fig. 7. MGUH15978. Juvenile? specimen, bodychamber incomplete.
Fig. 8. MGUH 15979. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 9. MGUH15980. Juvenile? specimen, bodychamber apparently complete.
Fig. 10. MGUH15981. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 11. Holotype. MGUH 15982. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 12. MGUH15983. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 13. MGUH15984. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 14. MGUH15985. Fragment of adult? bodychamber.
Fig. 15. MGUH15986. Juvenile? specimen, bodychamber nearly complete.
Fig. 16.
Incomplete phragmocone.
Figs 17-18.
Polyptychites middendorffi PavLov, 1914. Sample GGU216118. MGUH15987.
Astieriptychites sp. Sample GGU216117.
Fig. 17. MGUH15988. Fragment of bodychamber. Cast of external mould.
Fig. 18. MGUH15989. Fragment of bodychamber. Cast of external mould.
Fig. 19.
Polyptychites michalskii BOGOSLOVSKY, 1902 [m].
Sample GGU216118. MGUH15990.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HAKAnNssoN, E. Plate 1
Figs 1-10.
Plate 2
Arcthoplites jachromensıis (NIKITIN, 1888).
All from the same concretion, sample GGU270052B.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
18
. MGUH15992. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
. MGUH15993. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
. MGUH 15994. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
. MGUH15995. Incomplete phragmocone.
. MGUH 15996. Incomplete phragmocone.
. MGUH 15997. Incomplete phragmocone.
. MGUH15998. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
. MGUH15999. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
. MGUH16000. Incomplete phragmocone.
OVvonawmpzuw%Mm
MGUH 15991. Juvenile specimen with incomplete bodychamber.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HARANssoN, E. Plate 2
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
mn
Plate 3
Arcthoplites jachromensis (NIKITIN, 1888).
Sample GGU270052B. MGUH 16001. Nearly complete adult.
Anadesmoceras sp. Sample GGU270052B. MGUH 16002.
Incomplete bodychamber.
Gastroplitid. Cast of external mould. UA7027.
Anahoplites cf. A. daviesi ornata SPATH, 1924.
Fragment of phragmocone. UA7028.
Zitteliana 10, 1983
BiRKELUND, T. & HAkansson, E. Plate 3
Zitteliana
ISSN 0373 — 9627
The stratigraphy and sedimentation of the Turonian-Campanian
in the Southern Province of England
RORY N. MORTIMORE*)
With 5 text figures and 2 tables
ABSTRACT
A new lithostratigraphic and revised biostratigraphic
scheme for the White Chalk of the Southern Province of Eng-
land is proposed, introducing a Sussex White Chalk Forma-
tion with six Members, the Caburn, Lewes, Seaford, Newha-
ven, Whitecliff and Portsdown Chalks, based on stratotype
sections in East Sussex and the Isle of Wight.
Isopachyte and lithofacies data indicate that the Turo-
nian-Campanian Chalk was deposited in a complex basın
with an axial trough surrounded by shelves and containing
many local periclinal shaped swells across which condensa-
tion occured. Consequently ideal type sections for stratigra-
phic purposes are limited. As far as possible the thickest and
most complete sections have been chosen as stratotypes but
many anomalies occur; these are discussed.
KURZFASSUNG
Eine neue lithostratigraphische Gliederung und ein revi-
diertes biostratigraphisches Schema für den White Chalk der
Süd-Provinz Englands wird vorgeschlagen. Es wird eine Sus-
sex White Chalk Formation eingeführt mit 6 Unterteilungen:
Caburn, Lewes, Seaford, Newhaven, Whitecliff und Ports-
down Chalk Member, deren Stratotyp-Profile in East Sussex
und auf der Isle of Wight liegen.
Isopache Rekonstruktionen und lithofazielle Analysen zei-
gen, daß die Turon-Campan-Kreide in einem differenzierten
Becken mit einem axialen Trog abgelagert wurde, umgeben
von Schelfgebieten. Dieses Becken enthielt viele lokale kup-
pige Schwellen, auf denen Kondensation stattfand. Deshalb
sind gute komplette Profile für stratigraphische Zonierungen
begrenzt. Die komplettesten und mächtigsten Profile wurden
als Stratotyp-Profile ausgewählt, obwohl Anomalien auftre-
ten, die hier diskutiert werden.
EABERTOL CONTENTS
I Inrkockeenen 9.0.0. 00.006 0.00 0 0 ua Oh 0.08 100.0.008.0.00.00 00000000000 00000 30.00 000000 O0ONBADE 28
INalsıthostratigraphyareefee Jess. eree 232 etekatetefererckre ale. one ehe Se ehlefe kletterte elete orerekeietefereietete 28
INP@B To stratigrap hy ee ee teste ge: 33
IV. Sedimentation in the Sussex Trough and on itsMargins ...............ucssseesnseeessanenennene 33
VB Stratigraphic/Auoaalie ser Er ee ee re ee efeereerel teten erlernte 36
VL oncluS Ton Sy TE Re Le el jeteketeteieteieretapeferaleteteragengere 40
INC kno wlEdFENTENESEN REEL er leleteVaropelate 40
TEE TUL ER ee etekeleee te eraleleteletelelle et etetehete 40
*) R. N. MORTIMORE, Geotechnical Section, Department of Civil
Engineering, Brighton Polytechnic, Brighton, England.
I-INTRODUCTION
Upper Cretaceous stratigraphy in the Southern Province of
England (Figure 1) has altered little since publication of the
Cretaceous Memoir by Jukes-BrownE & Hırı (19034),
(Table 1). Elsewhere, FL£rcHer (1979; and see also FLETCHER
& Woop in Wırson & Manning, 1978) and WooD & SMITH
(1978) have introduced new lithostratigraphies for the Upper
Cretaceous in Northern Ireland and the Northern Province of
England respectively. This paper complements that work
with the introduction of a new lithostratigraphy (Table 2) for
the Turonian-Campanian of the Southern Province of Eng-
land. The biostratigraphy remains largely as introduced from
France by H£sert (1874) and Barroıs (1876) with modifica-
tions by Bryvone (1914) and GAsTEr (1924). It is suggested
that amore refined use can be made of inoceramids, Micraster
and Echinocorys.
Fig.1 Upper Cretaceous provinces in
England and location of strato-
type sections in the Southern
Province
1. Lewes (Sussex)
2.Sussex coast sections
3. Whitecliffe Isle of Wight
The Southern Province (Figure 1) as understood here is
both a biogeographic region as defined by Stoxzs (1975) and a
tectofacies region (sensu KrumBEın & Sross, 1955) which is
determined partly from the isopachyte orientations (Figure 3)
and on lithostratigraphical evidence. The Northern Province
(Stores 1975; Woop and SmitH 1978) is clearly defined in
Yorkshire, Lincolnshire and northern Norfolk but grades
both bio- and lithostratigraphically into a transitional region.
This transitional region is not as well researched, and on pre-
sent evidence provides difficulties in correlation between the
Northern and Southern Provinces because both the litholo-
gies and the faunas appear to be transitional. These difference
are most apparent in the Coniacian and Santonian.
E23 Upper Cretaceous
IE. LITHOSTRATIGRAPHY
Juxes-Browne & Hırı (1903-4) retained two lithostrati-
graphic sub-divisions for the Turonian-Campanian in Eng-
land, the Middle and Upper Chalk, although the boundary
between these implied formations was taken variously at
either the base ofthe Chalk Rock (Figure 4a) or the first flints,
or the base of the Sternotaxıs (Holaster) planus Zone. Current
re-mapping of the Chalk by the Institute of Geological
Sciences has shown that, at least in Sussex, the boundary bet-
ween these two formations is difficult to recognize in the field
and therefore, un-mappable. Thus, the Middle and Upper
Chalk have been “lumped” into one unit.
PHILLIPS
1818
MANTELL
1822
CALEB
EVANS
1870
SURREY
TRADITIONAL STRATIGRAPHY
DOVER SUSSEX
HEBERT
1874
DOVER
PENNING 8 1982
JUKES-BROWI & HILL
1881 1903-4
CAMBRIDGE S.ENGLAND
BARROIS
1876
(England & Ireland)
SUSSEX
JUKES- BROW. MORTIMORE
BEDS
In]
Nerovoon
TO OXTED
RAILWAY
CUTTINGS)
CAMPANIAN
CHALK
m: 4
ALUM BAY B
FARLINGTON B
PCRTSDOWN |MEMBER
BEDHAMPTON B
cK
WHITECLIFF B
SOMPTING B
WHITECLIFF
CASTLE HILL B
BASTION STEPSB
MEECHING B
CHALK WITH BELEMNITES
CRAIE DE PORTSDOWN
OLD NORE B
Zone ä
Marsupites
Craie de
Brighton SPLASH POINTB
NEWHAVEN CK
CHALK
SENONIAN
ISANToNIAaN]
N
m
z
FLINTS
BEDS
St.Margarets
28-33 Dover
SEAFORD HEADB
CUCKMERE B
BELLE TOUT B
Zone ä
SEAFORD CK
Craie de
Birling Gap
UPPER (FLINTY)
UPPER OR FLINTY CHALK
PURLEY
| _CONIACIAN
INTERSPERSEI
FLINTS AND
ABUNDANT
ORGANIC
REMAINS
BEDSatog I hton
St.Margarets
23-27 Dover
BEACHY HEAD B
LIGHT POINT B
BEEDING B
HOPE GAP
UPPER (FLINTY) CHALK
UPPER (FLINTY)
[ HOPE Gap B
Tamm
[_ NAVIGATION B_ |
FtEWES B |
Zone a
Craie de
Cuckmere
CHALK WITH BANDS OF
CHALK ROCK
7
m
z
n
Au)
z
JcHAauk WITH MANY FLINTS
|WHITELEAF
BEDS
z
TURONIAN
CHALK
PARK BEDS
CHALK WITH BANDS OF MARL
UPPER MARD
CHALK WITHOUT FLINTS
STRATUM CONTAI
"ING NUMEROUS
THIN BEDS OF
ORGANIC REMAIN
MELBOURN RK
5
IM. cortestudin |M.coranguinum
SRINDER
LEWES CHALK
GLYNDE B
NEW PITS B
SUSSEX WHITE CHALK FORMATION
Zone ä
T, gracilis
Marne de
Ranscombe
CHALK
CHALK
HOLYWELL B
CABURN CHALK
Zone ä
I. labiatus
Marne de
Houghton
MIDDLE
MELBOURN ROCK
MIDDLE
MEL ROCK
PLENUS M
LOWER
GREY
CHALK
Tsrev cr
(GR Se Zr]
CHALK
MARL
GREY
CHALK
MARL
CENOMANIAN
GREY CHALK
LOWER CHALK MIDDLE CHALK |
CHALK MARL & GREY CHALK
LOWER MARDEN PARK
CK MARL
GL. MARL
+
BLUE CHALK
MARL
G
°o
UGS or
GAULT
>
>
I
>
c
=
1
Table 1
It is proposed to replace this undifferentiated sequence with
a Hedbergian lithostratigraphy, recognizing a Sussex White
Chalk Formation with six members which are in turn subdi-
vided into beds (Table 2). The sections around Lewes and on
the coast between Eastbourne and Brighton in Sussex and the
coast section at Whitecliff, Isle of Wight, are selected as stra-
totypes.
The Sussex White Chalk Formation is defined as all the
chalk above the Plenus Marls ı. e. starting at the base of the
Middle Chalk sensu Jukes-BROwnE & Hırı 19034 as preserv-
ed in the Southern Province up to the Tertiary erosion surfa-
ce. This term follows Rowe’s concept of the White Chalk in
his study of the coast sections (Rowe 1900-1907). The highest
preserved chalk in the Province is found on the Isle of Wight
and in Dorset and falls within the lower part of the Upper
Campanian.
On the basis of major lithological changes which neverthe-
less do not constitute mappable units, the Sussex White Chalk
EVOLUTION OF LITHOSTRATIGRAPHIC CONCEPTS
Zone &
B-Planus M.de Holywell P MARLS
ı
GREY
=i
Zone a Holaster
subglobosus
Marne d'
Eastbourne
LOWER CHALK
LOWER CHALK
LOWER CHALK
— TNarne gl
[| g'Eastbourne
IN THE CHALK OF SOUTHERN ENGLAND
Formation is divided into six units of member status. These lı-
thologies are sufficiently distinct to be recognized both in the
field and in cores and geophysical logs of boreholes. The di-
stinctive lithologies are:
1. Griotte texture (Tucker 1973) a term derived from the
Pyrennean Devonian and Carboniferous griotte formations
used to describe the marl plexus beds which contain augens of
chalk surrounded by interlacing network of marl often with
horsetails.
2. Nodular and hardground chalks which represent a series
in sea floor lithification and burrowing (BromLEY 1975), from
indistinct, slightly red iron-stained lumpy chalks with no
clear upper surface to well cemented hardgrounds with well
defined upper surface which may be mineralised with glauco-
nite and phosphate as well as iron.
3. Soft, featureless chalks, locally laminated, containing
very few obvious sedimentary discontinuities but often con-
taining distinctive seams of nodular or semicontinuous (tabu-
30
lar) flints. The laminae usually contain small lithoclasts deri-
ved from the cha
truncate burrow structures indicating a post sedimentary ori-
gın.
4, Discrete mar
or the marly chal
primarily on the basıs of scale and structure. For example,
Ik and small-scale slump folds and usually marly chalks tend to be massive (1. e. 0.5-1.0 m thickness)
while griotte marly layers may range from 0.03 mto 0.5 min
thickness but will comprise a heterogeneous plexus. Discrete
marls, by contrast, range from 0.03 m to 0.3 m in thickness
but on average are between 0.05-0.10 thick. The seam is
Is are distinct from either the griotte texture
ks which contain less than 80% carbonate,
MEMBER BEDS Marker | FAUNULES |SUblTRAD|
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2 x |Alum Bay
Q = m Beds
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IL Melbourn RkgZ 772 EP ZB:
[6) as ee 4 Horizon A
PlenusM
Table 2 Stratigraphy of the Sussex White Chalk Formation:
Lewes and Whitecliffe stratotypes
much more homogeneous than the griotte marl, has a distinet
base and a dark colour and may posess either a plastic or
brittle texture. The homogeneous nature of these marl seams
(closed seam of Rowe 1900) is maintained over thousands of
square kilometres and provides an unmistakable signature on
geophysical borehole logs (particularly electrical resistivity
and natural gamma). In consequence these marls provide a
convenient series of easily recognizable marker horizons
within the succession which are used to delimit the bounda-
ries between many of the members and beds.
Six members are recognized as follows:
1. The Caburn Chalk Member; type locality Mount Ca-
burn, Lewes, Sussex; basal marker, base of the Melbourn
Rock (see JEFFERIES 1963 Plate 2 P. 7, Holywell coast section
Eastbourne [boundary stratotype]). The whole member
comprises predominantly griotte chalks both of a nodular
type e. g. Melbourn Rock and Middle Holywell Beds, and a
more massive soft chalk type in the remainder of the sequen-
ce. Discrete marl seams particularly characterise the upper
part of the sequence beginning with the Malling Street Marls
atthe boundary between the conventional Mytiloides labia-
tus and Terebratulina lata Zones and the lower marl which is
also the boundary between the Holywell and New Pits Beds.
2. The Lewes Chalk Member; type locality Lewes, Sussex,
basal marker the surface beneath the Glynde Marl at Caburn
Pit, Lewes (boundary stratotype). Well developed beds of
nodular chalk enter above the Glynde Marl and recur in belts
separated by softer sometimes griotte chalks. Discrete marls
are present in the lower half of the member and the first regu-
lar flint seams enter in the Glynde Beds in association with the
first nodular chalks.
The boundary between the Caburn and Lewes Chalk so de-
fined does not equate with the boundary between the Middle
and Upper Chalk used by the Geological Survey in the south
31
coast counties of England (Jukes-Browne & Hırı 19034) but
falls considerably below it (Table 1). Both the Chalk Rock
and the Top Rock (Figure 4a and b), however defined strati-
graphically, fall within the Lewes Chalk. These two marker
units represent varying degrees of condensation resulting in
complex amalgamation of nodular chalks to mature hard-
grounds. Various horizons have been identified as the Chalk
Rock or Top Rock sensu lato (Hırı 1886). These various le-
vels are indicated in Figure 4a and b. The Chalk Rock sensu
stricto (1. e. WHITAKER 1861; Hırı 1886) has been investigated
by BromL£y & Gate (in press). The bed names proposed for
the subdivision ofthe Lewes Chalk are intended to replace the
ambiguous terms Chalk Rock and Top Rock particularly in
the region of the Chalk Rock sensu lato.
Bänderkreide texture, aterm derived from the Maastricht-
ian Chalk of north-west Germany (VoıGt & HANTSCHEL,
1956) to describe discrete millimetre-thick lenses of whispy
dark clay and silt grade marl occurs at two distinct levels in the
Lewes Member. The lower horizon occurs everywhere bet-
ween the Lewes Hardground and the Navigation Marl (Figu-
re 4a) and the upper horizon between the various hard-
grounds and nodular beds comprising the Beachy Head Beds.
This streaky marl structure has been referred to the trace fossil
Zoophycos and this identification has now been confirmed for
the first time in the Sussex White Chalk (R. G. BROMLEY and
A. EKDALE, personal communication).
3. The Seaford Chalk Member; type locality Seaford Head,
Sussex; basal marker lower Shoreham Marl Seam at Seaford
Head (boundary stratotype). Seaford chalk is typical of the
featureless lithology but containing numerous laminae at Sea-
ford Head and also containing several prominent flint seams
of which the Seven Sisters Flint is the most conspicuous.
4. Newhaven Chalk Member; type localities Seaford Head
and Newhaven, Sussex; basal marker the Seaford Marl at Sea-
Table 2: Note that the column showing faunules shows levels of abundance and not total ranges.
Key: Shide M = Marl
BTM = Belle Tout Marl;
NP 2 = New Pits Marl No. 2;
Inoceramids:
hercyn hercynicus;
lamarc lamarcki;
I. w. dorf = waltersdorfensis;
cf koen. = koeneni;
M. transition
group of Micrasterids as yetnot formally
identified transitional between M.
decipiens and M. coranguinum with
affinities to M. intermedius;
U. s = Uintacrinus socalıs;
M.t = Marsupites testudinarins;
E. tectiform = Echinocorys scutata var:
tectiformis;
E. depressu = Echinocorys scutata var:
depressula;
©. plano = Offaster planatus (planoconvexus);
E. downend = Echinocorys of particular shape found in
the higher Whitecliff Chalk (see also
Fig. 4dEE. s. type 6) found at Downend
Quarry, Portsdown and not yet
formally identified.
3NY
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NY HANIEUI ayıL
uoydwnid
yI+
ford Head (boundary stratotype). The Newhaven Chalk sees
the return of griotte marl lithologies but in chalk of greater
purity than the Caburn Member and with greater intervals
between the griotte marl layers. Of particular interest are
some of the discrete marl seams particularly the Brighton
Marl in the Marsupites testudinarins Zone and the Old Nore
Marl (Figure 4c). Marl in this part of the sequence is restricted
to Wessex and Sussex and is better developed in the central
part of the trough around Salisbury and Winchester, where
for example the Pepperbox Marls appear butare absent in East
Sussex at Newhaven. Consequently the upper limit of marl in
the sequence is stratigraphically variable but within limited
bounds.
5. Whitecliff Chalk Member; type locality Whitecliff, Isle
of Wight; basal marker the upper Castle Hill Marl; Castle
Hill, Newhaven and Whitecliff, Isleof Wight (boundary stra-
totypes). As stated above the upper limit of marl seams
around the junction between the Newhaven and Whitecliff
Chalk varies between Sussex and Wessex but the Castle Hill
Marls remain, everywhere, a major and easily recognizable
marker and are therefore chosen as the boundary between
33
these members. With the exception of the Castle Hill Beds, a
distinctive flinty unit at the base of the member, in which marl
seams such as the Pepperbox Marls are developed in the we-
stern partoftheregion, the Whitecliff Chalk is devoid of good
marl seams. The member contains flint seams throughout but
at certain levels columnar or paramoudra potstone flint hori-
zons (sensu BROMLEY etal. 1975) are present and these are late-
rally persistent (see Figure 4d). Paramoudras in association
with levels of pelletal phosphate enrichment are a feature of
the higher part of the member.
6. The Portsdown Member; type localities Portsdown
(Bedhampton and Farlington) Hants and Whitecliff, Isle of
Wight; basal marker, the Portsdown Marl at Whitecliff
(boundary stratotype). Griotte marl seams return in the
Portsdown Member and as in the Newhaven Chalk many of
the seams are paired (e. g. BryDone 1914). The upper limit of
this member is not defined although in the Scratchells Bay sec-
tion the return of marl-free chalk can be recognized.
These six members are subdivided into beds (see Table 2)
but the delimiting marker horizons for all bed divisions are
defined elsewhere (Mortimore in preparation).
IITBIOSTRATIGRAPERY
An internationally agreed scheme for the boundaries and
subdivisons of the Coniacian to Campanian is still not resolv-
ed. Criticalammonites and belemnites are either absent or not
preserved in sufficient numbers in the chalk facies of the Sout-
hern Province of England to contribute to such a discussion.
However inoceramid, echinoid and brachiopod assemblages
are abundant at many levels, and the first two groups potenti-
ally allow a more refined subdivision then the traditional zo-
nal scheme suggests (Table 2). Some of the critical taxa also
occur in the Paris Basin Chalk associated with ammonites no-
tably in the Craie de Villedieu and, therefore, a preliminary
statement or their position in the southern English Chalk is
considered to be of value.
Ranges of the key marker species, both macro-fossils and
foraminifera are shown in Baıtey etal. 1982 against the litho-
stratigraphical framework defined here. It is hoped that at a
later stage modifications to the zonal structure of the Sussex
White Chalk can be made based on Micraster (DrUMMOND in
preparation). From BaıL£y etal. Figures2 and 3, it will be seen
that an inoceramid zonation is implicit in the Coniacian and
Santonian. Inoceramids are also of particular use in subdivi-
sion of the Turonian (Table 2).
IV. SEDIMENTATION IN THE SUSSEX TROUGH AND IN ITS MARGINS
Isopachyte data (Figures 3a-d) indicates that the Southern
Province Upper Cretaceous was deposited in a broad basin
which had an axial trough running close to the northern mar-
gin of the South Downs of East Sussex and through Winches-
ter and Salisbury to the west. Maximum fluctuation in thick-
ness throughout the Upper Cretaceous is concentrated in East
Sussex.
Isopachyte maps (Figure 3) demonstrate that areas of shoal-
ing are present around the western and northern margins of
the basın, (Mid-Dorset Swell and the Berkshire-Chilterns
Shelf, Figure 3). Local thinning across periclinal-shaped
structures is also apparent from the isopachyte data. Many
more of these structures probably exist on both the shelves
and in the main basin of deposition. The Wessex part of the
Lower Chalk isopachytes (Figure 3a) follow those of Drun-
MOND (1970) who defined the Wessex Shelf and Mid-Dorset
Swell. The Berkshire-Chilterns Shelf is a region of general
thinning but also clearly contains swell-like structures (Figu-
re 3c).
Lithofacies variation is clearly controlled by both the gross
basin structure of the region (Figure 3a-d) and the local peri-
clinalaxes (e. g. Brighton Dome, Figure 5a). Shelves and local
swells tend to be the sites of sediment attenuation and the con-
comittant development of nodular chalks and mature hard-
grounds. Some marker beds such as marl and flint seams may
have been eroded, or in fact never deposited, across such
structures as the Brighton Dome. Coarser, calcarenitic chalks
are frequently found in the cuvettes associated with local
structures, or as in the case of the Kingston Beds, infill the
main axis of the trough (Brypone’s Twyford Down facies, Fi-
gure 3c, GRIFFITHS & BRYDoNE, 1911 p. 13-14). This facies is
now best seen in the upper Kingston Beds in Bridgewick
Quarry near Lewes.
34
Coarser sediments on shelves
©, 100 Da5
Zone of maxımum fluctuatıon
Fig.3a Lower Chalk Isopachytes (Metres): Wessex data from Drummond 1970
Area of a condensed M.labiatus zone and well developed
Melbourn Rock 60
Area of a condensed T.lata zone
DJ Intermediate area
argate
Ir
A
7
6 or
DE
2% DE IL 40
Is
60 j
Zone ot maxımum MR satıon
Fig.3b Caburn Chalk Isopachytes Low and Mid Turonian (Metres)
Area of typical Chalk Rock (Burghclere Facies of
Brydone 1911)
Area of Twyford Down Facies (Brydone 1911)
2m
2
II Intermediate area Ä
RI Localities with ‘spurious’
Chalk Rocks
« Control point
- RT “Thu
LEGEN echt
Fig.3c High Turonian Isopachytes ( Metres)
7 Area of typical Top Rock(Chatwin and Withers 1908
Hope Gap to Light Point Hardgrounds)
Southern Top Rock (Navigation Hardgrounds)
« Control point
\
IN RS
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Sn
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42
Zone of maxımum fluctuation
Fig.3d Upper Lewes Chalk Isopachytes(metres) Low and Mid Ccniacian
7
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in
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V. STRATIGRAPHIGE ANOMATLTES
i LEWES COMPTON SHILLINGSTONE MERE DOVER
5 NAVIGATION & CABURN BAY DORSET CHARNAGE DOWN I ANGDON & AKERS
° SUSSEX 1.0.W. WILTS
Zoe Navigation M 7—— _ _.—
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J Giynde M
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Fig.4a Variation in the Lower Lewes Chalk in the Southern Province: England
The various horizons of Chalk Rock are only shown on the sections
where they were named by previous authors
LEWES WITH CULVER SHILLINGSTONE MERE DOVER
BED: BEACHY HEAD 1.0.W. DORSET WiLTS LANGDON & ST. MARGARETS
Shoreham M
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2° |Cliffe Hardgnds
= _ Navis an Be Top Rock of Sussex and Kent
(Sussex Top Rock)
TUR. .»
Fig.4b Variation in the Upper Lewes Chalk in the Southern Province: England ,showing the many
have been taken as top rock replaced by the bed names proposed here
cc
4 SEAFORD BLACK RABBIT PAULSGROVE WHITECLIFF
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Asaresult of the variation in thickness and lithofacies indi-
cated in Figure 3, it might be expected that correlation of li-
tho- and biostratigraphic marker beds would encounter diffi-
culties. It is clear from Figure 4a-d, however, that some mar-
ker beds not only cross all the structures of the basın but also
occur on an interbasinal scale from southern England to the
North Sea and possibly beyond. A good example of a persi-
stent horizon is given by the Glynde Marl (Figure 4a) which
survives the attenuation occuring in the high Turonian bet-
ween Lewes and Mere and through the Chiltern Hills and
continues into the Northern Province.
On the other hand, marl seams such as the Southerham,
Caburn, Bridgewick and Lewes Marls gradually disappear
westwards in the sequences of West Dorset (Shillingstone),
Mere and in the Chilterns. These Marls then reappear north-
wards in thicker sequences in the transitional and Northern
Provinces. Even in the more expanded sections such as Do-
ver, the Lewes Marl has been cut out in the development of
the “Dover Chalk Rock” (Figure 4a; Hırı 1886).') At Lewes
the Navigation Marls are cut out at Offham Chalk Pits 1.5 km
west of the type locality, whilst southwards the Lewes and
Navigation Beds condense from 17 m to 8 m with the resul-
tant loss of most flint seams and many nodular beds. Such a
condensed sequence is well exposed in Shoreham Cement
Works.
Extreme attenuation has reduced the Lewes Chalk from
80 m at Lewes to 20 m at Mere and in the Chilterns area to
some 8-10 m. This process of attenuation was not confined to
the Turonian-Coniacian sequence but also affected the
Campanian Newhaven and Whitecliff Chalks. Part of the
1) Note terms such as “Dover Chalk Rock” or “Top Rock” are in-
tended to indicate horizons referred to by previous authors and are
in no way intended to be verification of a stratigraphic terminolo-
gy. It is intended that such terms should be replaced by the litho-
stratigraphy defined in this paper.
Fig.4c Variation in the Newhaven Chalk in the Southern Province- England
Newhaven Chalk is reduced from 50 m in East Sussex to 20 m
at Whitecliff, Isleof Wight while the Whitecliff Chalk ıs reduc-
ed from 115 m at Whitecliff to 35 m at Downend (Ports-
down) (Figure 4c and d). Altough not shown on the diagram,
(Figure 4d), the Whitecliff Chalk in Sussex must have attained
a thickness considerably greater than is found on the Isle of
Wight based on the evidence from the scatter of quarries in the
Worthing District.
Not only are many anomalies in thickness of preserved sedi-
ment evident in the region but in some cases displacement of
sediment has occured. On the swell around Brighton, the
Brighton Dome, (Figure 5a), synsedimentary sliding of
blocks of sediment downslope can be demonstrated. This slid-
ing has produced distinctive sedimentary-tectonic structu-
res, particularly flint shard horizons (the roller beds, Figure
5a). At other localities, such as Downend (GAı£ 1980) on
Portsdown, the condensed sediments are involved in a com-
plex set of structures which are here interpreted as progressi-
vely developed downslope slides which ultimately broke
away and produced slump folding and displaced bedding
(Figure 5b). Both the Brighton and Portsdown structures
probably reflect periods of seismic activity which generated
sediment instability. These seismic events possible relate to
movement in deep-seated horst structures such as those indi-
cated by Lake 1975 linking the Pevensey blocks to the Arling-
ton Axis.
As a result of these sedimentary processes selection of a
type section for the stratigraphy of the Province becomes cri-
tical. The thickest and most continuously exposed sections
around Lewes and the Isle of Wight provide the chance of
studying the most complete stratigraphy against which lateral
variation can be tested.
As an example, it is clear that around Lewes the critical Tu-
ronian-Coniacian boundary sequence is more than twice as
thick as anywhere else in the province and contains well pre-
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w
Sz ES 1 Large forms of Gaster 1924 (E S. gasteri Peake Ms.) IGS Coll ZN
SR ES 2 Small forms of Gaster 1924 (ES. cincta/depressula) IGS Coll ZN
ES 3 The Charmandean Forms (Mortimore Coll. CL1)
ES4 The Cotes Bottom small forms (Mortimore Coll.CB 2)
ES5 The Warning Camp round based forms (Mortimore WC 20)
ES 6 The Downend forms (Mortimore Coll. D 18)
Fig.4d Variation in the Whitecliff Chalk in the Southern Province- England
served echinoid and inoceramid taxa either not preserved or
poorly preserved elsewhere in the Province but which are an
important part of the stratigraphy in Germany and the Paris
Basın. These taxa include Micraster praecursor (pars: sensu
Row 1899) M. normanniae (Bucauıe) and M. corbovis
(FORBES).
The inoceramids are dominated by Mytiloides striatocon-
centricus (GUMBEL) s. |. and mytiloid forms of the /. walters-
dorfensis ANDERT complex (see also BaıL£y et al. 1982).
In highly condensed sequences, for example in parts of
Dorset, Berkshire and the Chilterns, critical ammonites and
other fossils are found occasionally but it has in the past pro-
ved difficult to relate individual horizons such as hardgrounds
to other more complete stratigraphic sequences.
Other differences within the region are particularly well il-
lustrated by the Turonian (Figure 3b) showing the M. labia-
tus Zone condensed throughout the North Downs associated
with an expanded T. lata Zone. A reverse situation is found
in Wessex and it is only in the intermediate area where both
zones are expanded and of the same order of thickness that a
satisfactory study of their stratigraphies can be carried out.
S
Basin Wide Diastem Hardgrounds
3 HOPE GAP
2 CLIFFE
1 NAVIGATION Tension crack fabric in lithified chalk
Calcarenites banked against the Hope
Gap Hardground between Seaford
Vein injection structures in soft chalk Head and Beachy Head
propogating from horizons
of sliding
” 2 The Bänderkreide event
Small scale slump beds with flint shards
the roller beds over which higher hardgrounds N
have rafted down slope
10 Km
Fig.5a Diagrammatic representation of sedimentary events across the Brighton Dome during
Micraster normanniae times (low Coniacian)
Oldest beds punched through the
main hardground in the
centre of the quarry
NE
J Old quarry unusual dips
[ picked out by flints
= m /
I ut 7
Rafts of hardgrounds
5 rdisplaced across
7 | anticline
Pull-apart with contemporaneous 4 Ba5 =
hardening along fracture
surfaces
ee
Broken rafted and
overturned main
SW
Box folds, slumping
hardground
across anticline
- 7 Minor diastem
Cryoturbation 2 [ w P
Parallel bedded flints in beds overlying the slide complex
Stratigraphy
Succession of hardgrounds
Marls (M1,M2) HARDGROUND WITH OVERLYING MARL
MAIN HARDGROUND
Shale bed-50,, =
16
6
s 5
SS 4
N 1-3 OLDEST BEDS
Fig.5b DOWNEND PORTSDOWN -A Sketch Block Diagram illustrating the more important field relations
Complex zone, apparent compression interpreted as slumping resultant upon a much
larger scale slide inducing under-tow and local diapirism
VI. CONCLUSIONS
A Sussex trough bordered by areas of general thinning in
Dorset and the Berkshire Chilterns region is identified as the
major feature of the Upper Cretaceous of the Southern Pro-
vince of England. Many local anomalies occur, such as projec-
ting swells. Asa result, stratigraphic hiati are present and it is
only by studying the thickest stratigraphic sequences which
occur around Lewes and on the coast of East Sussex, supple-
mented by the coast sections on the Isle of Wight that a com-
plete stratigraphic picture can emerge.
The South Downs of Sussex are the focus of the maximum
fluctuation in thickness in the region. The Wessex Basin of
Drummono (1967; 1970) is simply the head of a southeasterly
plunging structure which had its main area of deposition in
Sussex throughout most of the Upper Cretaceous. This is
shown by the parallelism of the isopachyte pattern in the
Lower Chalk and the Lewes Chalks (Figure 3).
Altough anomalies are present, nevertheless correlation of
many of the major marker horizons and chalk members is
possible over very long distances. Where attentuation has re-
sulted in the loss of a marker bed, renewed expansion usually
sees the reappearance of that bed. Many different levels have
been called “Chalk Rock” or “Top Rock” (Figure 4a, b) as a
result of spurious correlations. The new stratigraphy propos-
ed replaces these terms with bed and member divisions.
It can frequently be demonstrated that some bedding planes
follow marked erosion surfaces and, in many situations, the
debris of mixed fossil assemblages scattered through a bed
suggests current reworking, transportation and deposition.
This clearly suggests that no one locality will necessarily con-
tain every aspect of the stratigraphy of the region and that a
“type section” will necessarily be a composite.
ACKNOWLEDGEMENTS
I am particularly grateful to my colleague Dr. Phillip Drummond
for his continuous help and encouragement throughout the develop-
ment of this research project which was funded by Brighton Poly-
technic.
The final form of the stratigraphy proposed owes a great deal to
discussions with members of the Institute of Geological Sciences, in
particular to Ray Gallois, Bob Lake, Roy Shepard-Thorn, Brian
Young and Chris Wood. Chris Wood has also been a continuous
source of guidance with Chalk palaeontology. My family, Diana,
Jamie, Sally and Tom have also proved invaluable field assıstants. Ri-
chard Bromley, Chris Wood and Jake Hancock have provided con-
structive criticisms of drafts to this paper.
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Zivelann | 10
43-54 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
43
Biostratigraphie der Kreide-Basisschichten am Haarstrang
(SE-Westfalen) zwischen Unna und Möhnesee')
Von
MARTIN HISS*)
Mit 7 Abbildungen ım Text
KURZFASSUNG
Die lithofaziell sehr stark wechselnden Cenoman-Schich-
ten am Haarstrang zwischen Unna und Möhnesee werden
aufgrund von Ammoniten- und Foraminiferen-Untersu-
chungen biostratigraphisch neu gegliedert. Die moderne Ce-
noman-Ammonitenstratigraphie für den borealen Fazies-
raum kann dabei zugrunde gelegt werden. Dadurch wird eine
exakte Korrelation der hier untersuchten Cenoman-Schich-
ten mit Vorkommen außerhalb Westfalens erstmals ermög-
licht. Mittels Foraminiferen kann für das bearbeitete Gebiet
eine Zonengliederung durchgeführt werden, diese wird mit
Untersuchungen aus England und Belgien verglichen.
Der Beginn der Cenoman-Sedimentation erfolgt mit der
Transgression über paläozoischen Untergrund im tieferen
Untercenoman; nur im W (südwestlich Unna) beginnt die
Schichtenfolge erst im oberen Untercenoman. Die Fazies-
grenze zwischen der ‚Formation des Essener Grünsandes“
im unteren Teil des Cenomans und der darüber folgenden
„Unteren Mergel-Kalk-Formation“ kann für den Ostteil des
Gebietes an die Grenze Unter-/Mittelcenoman und für den
Westteil in das Obercenoman festgelegt werden. Der dia-
chrone Verlauf dieser lithologischen Grenze ist sowohl mit
Ammoniten als auch Foraminiferen nachzuweisen. Der
Grenzbereich zwischen Cenoman und Unterturon ist im ge-
samten Gebiet durch eine Schichtlücke gekennzeichnet.
NBSTRACHT
Biostratigraphy of Cenomanian deposits in the Haarstrang
Hills between Unna and Möhnesee has been revised, based on
ammonites and foraminifers. Lithofacies characteristics of
these deposits are very variable. The new subdivision is based
onthe modern ammonite biostratigraphy of the Boreal realm,
which made possible, for the fırst time, to precisely correlate
the deposits investigated with occurrences beyond Westfalia.
Foraminifers enabled a zonal subdivision which is compared
with the results obtained in Belgium and England.
Cretaceous deposition started transgressively over the Pa-
leozoic basement in lower Early Cenomanian times; only in
the west (SW of Unna) the sequence begıns with the late Early
Cenomanian. The facies boundary between the ‚Essen
Greensand Formation‘ of the Lower Cenomanian and the
overlying „Lower Marl-Limestone Formation“ corresponds
with the boundary Lower/Middle Cenomanian in the east,
whereas in the west it is situated within the Upper Cenoma-
nıan. The diachronous extension of this lithologic boundary
can be proved by both ammonites and foraminifers. The Ce-
nomanian/Turonian boundary is characterized by a hiatus in
the entire area investigated.
1 EINTERTUNG
Im Rahmen des internationalen Forschungsprogramms
‚„Mid-Cretaceous-Events“ werden von der Arbeitsgruppe
Münster die „‚Mittelkreide“-Transgressionssedimente (Alb
!) Beitrag zum IUGS-major-Projekt Mid-Cretaceous-Events, na-
tionale Förderung durch die Deutsche Forschungsgemeinschaft.
Beitrag Nr. 16 der Arbeitsgruppe Münster.
bis Unterturon) Westfalens neu bearbeitet. In diesem Zu-
sammenhang stehen stratigraphisch-fazielle Untersuchungen
der Kreide-Basissedimente am heutigen Kreide-Südrand
) M. Hıss, Geologisches Landesamt Nordrhein-Westfalen, De-
Greiff-Str. 195, Postfach 1080, D-4150 Krefeld.
44
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Dortmund
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Duisburg Essen
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Arnsberg & Brilon
® Ruhr
Meschede
Abb. 1. Übersichtskarte mit Lage des untersuchten Gebietes am Südrand des Münsterländer Kreidebek-
kens. Verbreitung des Cenomans'nach H. ARNOLD (1964).
(Haarstrang) zwischen Unna und Möhnesee (M. Hıss 1981).
Die unmittelbar dem paläozoischen Untergrund auflagern-
den Kreide-Sedimente sind in diesem Gebiet (Abb. 1) ın meh-
reren Steinbrüchen zugänglich und waren in den letzten Jah-
ren in einigen kurzzeitigen Aufschlüssen sehr gut zu beobach-
ten. Das Cenoman- und teilweise Unterturon-Alter dieser
Sedimente ist seit langem bekannt, jedoch war bisher eine ge-
naue biostratigraphische Gliederung nicht möglich, da strati-
graphische Faunen-Bearbeitungen in der faziell häufig wech-
selnden Schichtenfolge weitgehend fehlten. Es konnte nun
eine große Zahl von Ammoniten horizontiert aufgesammelt
und beschrieben werden (M. Hıss 1982a). Ferner wurde die
Foraminiferenfauna stratigraphisch ausgewertet. Dadurch
ergibt sich erstmals die Möglichkeit, die Kreide-Basissedi-
mente am Haarstrang nach modernen Gesichtspunkten im
Detail biostratigraphisch zu gliedern und mit Cenoman-Vor-
kommen außerhalb Westfalens zu korrelieren.
2, LEI HOSTRATIGRAPEIE
Das Cenoman am Kreide-Südrand zwischen Unna und
Möhnesee lagert diskordant dem gefalteten Paläozoikum auf.
Das Normalprofil beginnt mit einem nur wenige Zentimeter
mächtigen Basalkonglomerat. Es folgen eine zunächst über-
wiegend klastische Serie (Limonit-Sandstein-, Glaukonit-
Sandstein-Horizont) und darüber glaukonitisch-karbonati-
sche Sedimente (Glaukonit-Sandmergelstein-, Glaukonit-
Sandkalkstein- und glaukonitischer Übergangshorizont).
Diese basalen Schichten werden zusammen als ‚‚Formation
des Essener Grünsandes‘“ bezeichnet (M. Hıss 1981). Die
darauf lagernden Sedimente der ‚‚unteren Mergel-Kalk-For-
mation‘“ beginnen mit kieseligen, hornsteinführenden Kalk-
steinen, setzen sich mit arenitischen Kalkmergelsteinen fort
und werden zum Hangenden hin durch eine Kalkknollen-
bank abgeschlossen. Die darüber folgenden Mergelsteine (la-
biatus-Schichten) haben bereits unterturones Alter.
Abweichend vom Normalprofil treten lateral starke
Faziesänderungen auf (Abb. 2). Diese werden durch eine
ausgeprägte Oberflächenmorphologie des paläozoischen Un-
tergrundes hervorgerufen. Auf Untergrunderhebungen
(Klippen und Schwellen) ist die Schichtenfolge oft lückenhaft
oder faziell abweichend (Klippensedimente) ausgebildet. Im
Bereich von Senken ist das Cenoman — wie im Normalprofil
beschrieben - in der Regel vollständig entwickelt.
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46
Diesen lokalen und regionalen Faziesschwankungen ist
eine generelle Faziesänderung übergeordnet. Im Raum Unna
wird die Cenoman-Schichtenfolge vollständig durch die
Formation des Essener Grünsandes vertreten. Nach E geht
der Anteil dieser Formation auf Kosten der rein karbonati-
schen Sedimente (untere Mergel-Kalk-Formation) zurück.
Neben der faunistischen Datierung einzelner lithostratigra-
phischer Einheiten ist daher die Klärung des zeitlichen Ver-
laufs dieser generellen Faziesänderung von besonderem In-
teresse.
Die Mächtigkeit des Cenomans am Haarstrang schwankt
stark, bedingt durch die großen Faziesunterschiede. Im Raum
südlich von Unna beträgt sie nur wenige Meter (0 m bis 5 m).
Sie nimmt nach E allmählich zu und erreicht am Möhnesee
etwa 20 m bis 25 m (ausführliche Darstellung der Lithostrati-
graphie bei M. Hıss 1982b).
3» BISHERIGE GLIEDERUNG
Die bisherige biostratigraphische Gliederung des Ceno-
mans in Westfalen geht auf C. SCHLUTER (1876 a,b) zurück.
Mit geringfügigen Ergänzungen und nomenklatorischer
Überarbeitung (P. Kukuk & D. Woransky 1941; ©. Seıtz
1952) findet diese Gliederung noch heute ihre Anwendung
(z. B. H. Arnorp 1964a; E. SEıBErTz 1979; vgl. Abb. 4).
Schon seit langem ist aber bekannt, daß einige der ScHLU-
ter’schen Zonenfossilien eine stark faziesabhängige Verbrei-
tung zeigen und gerade in den lithologisch sehr unterschiedli-
chen Sedimenten am Kreide-Südrand in mehreren Zonen
gleichzeitig auftreten können (vgl. z. B.: R. Bärtıing 1920:
172; T. WEGNER 1926: 453). Eine Gliederung auf exakter bio-
stratigraphischer Grundlage sowie biostratigraphische Kor-
relationen mit Cenoman-Vorkommen außerhalb Westfalens
werden dadurch sehr erschwert. Bisher war es aber nicht
möglich, eine genaue, überregional vergleichbare biostrati-
graphische Gliederung zu erarbeiten, da in den faziell sehr un-
terschiedlichen Cenoman-Sedimenten in Westfalen exakte lı-
thostratigraphische Bearbeitungen und neuere Untersuchun-
gen der Mikro- und Makrofaunen fehlten. Inzwischen liegen
aber erste Ergebnisse in dieser Richtung vor (J. M. Hancock
et al. 1972; ]J. Wıepmann 1979; |]. WIEDMANN &
H. L. SCHnEIDER 1979; C. Fries 1979; M. Hıss 1979, 1981).
Die stratigraphische Gliederung des Cenomans im engeren
Untersuchungsgebiet geht in ihren Grundzügen auf R. BART-
LınG (1909, 1911, 1920) zurück. Er teilt das Cenoman in die
von C. SCHLUTER aufgestellten Zonen. Dabei konnte er fest-
stellen, daß im Raum Billmerich (südlich Unna) das gesamte
und im Raum Ense-Bremen (südlich Werl) nur noch die un-
terste Zone des Cenomans in glaukonitischer Fazies ausgebil-
det ist. Bei der Zonen-Abgrenzung berücksichtigt er zwar die
Fauna, stellt aber gleichzeitig fest, daß eine rein paläontologi-
sche Gliederung nicht möglich ist, da mehrere, verschiedenen
Zonen angehörende Leitfossilien nebeneinander in einem
Horizont auftreten (R. BArrıınG 1911: 102). Die Abgren-
zung der Zonen erfolgt daher nach rein lithostratigraphischen
Gesichtspunkten. Alle späteren Bearbeiter gliedern das Ce-
noman im Untersuchungsgebiet in Anlehnung an R. BArT-
LınG ebenfalls weitgehend nach lithologischen Aspekten (vgl.
Abb. 3). Nach Auffassung der meisten Autoren beginnt die
Schichtenfolge mit dem Untercenoman (,,Zone des Pecten
asper und Catopygus carinatus“). Nach B. BESCHOREN (1927)
gehören die ältesten Sedimente aber bereits dem Mittelceno-
man an (,‚Zone der Schloenbachia varıans und Hemiaster
gripenkerli“).
4. DIE MODERNE CENOMAN-GLIEDERUNG
Eine moderne Ammoniten-Zonengliederung im borealen
'Faziesraum des nördlichen Europas wurde zunächst von
J. M. Hancock (1959) für Nordfrankreich (Sarthe) erarbei-
tet. Weitere biostratigraphische Bearbeitungen vor allem in
Südengland durch W. J. Kennepy (1971), W. J. Kenneoy &
J. M. Hancock (1970, 1971, 1978) führten zu der in Abb. 4
wiedergegebenen und heute in Nordwesteuropa allgemein
anerkannten Zonengliederung. Die von W. J. Kenneoy ur-
sprünglich als „‚assemblage-zones‘“ aufgestellten Untertei-
lungen der mantelli- und rhotomagense-Zone werden heute
unterschiedlich als ‚„‚Subzonen“ oder oft auch als selbständige
Zonen behandelt.
Diese moderne Zonengliederung ermöglicht Vergleiche
mit mediterranen und außereuropäischen Ablagerungsräu-
men. Wenn dabei im einzelnen auch noch Differenzen auftre-
ten, so sind doch überregionale Korrelationen möglich
(z. B. J. WıEDMANN & G. Kaurrmann 1978; J. WIEDMANN
1979). Neuere Untersuchungen, die diese Zonengliederung
zugrunde legen oder sich darauf beziehen, liegen für einige
mitteleuropäische Kreidegebiete inzwischen vor (z. B.: Sach-
sen: K. A. TROGER 1969; Nordfrankreich/Belgien: F. Ro-
BASZYNSKI 1978; Bayrische Alpen: H. Immer 1979; Russische
Tafel: D. P. Namm 1979). Auch erste Ansätze, diese auf
Westfalen zu übertragen, sind inzwischen gemacht worden
(J. M. Hancock et al. 1972; J. WıEDmann & H. L. SCHNEL-
DER 1979; C. Fries 1979; A. LOMMERZHEIM 1979; M. Hıss
1979,1981)).
Die Basıs des Cenomans wird definiert durch das erste Auf-
treten von Ammoniten der Gattung Mantelliceras, Sharpeice-
ras, Acompsoceras zusammen mit dem häufigen Vorkommen
von Schloenbachia varians (Sow.) und Hypoturrilites
(W. J. Kennepy & J. M. Hancock 1978). Die genaue Grenze
zwischen Alb und Cenoman ist vermutlich durch eine
Schichtlücke, verbunden mit Aufarbeitungshorizonten, ge-
kennzeichnet. Von J. WIEDMANN & H. L. SCHNEIDER (1979)
und J. Wıepmann (1979) wird in Westfalen ein bisher wenig
bekanntes Übergangsniveau zwischen Alb und Cenoman
vermutet und durch Ammoniten belegt. Die Autoren schla-
Lithostrtigraphie
im Bereich
Bausenhagen — Möhnesee
HISS 1981
K. BESCHOREN 1927
R. BÄRTLING 1920
R. BÄRTLING 1909,1911
südlich Soest
F KÜHNE 1938
[Blatt Möhnesee,
Neheim -Hüsten]
K. BESCHOREN 1927
R. BÄRTLING 1911
P KUKUK 1938
[keine biostratigra-
phischen Grenzen ]
K. BESCHOREN 1927
R.BÄRTLING 1920
R. BÄRTLING 1909,1911
R. BÄRTLING 1911
[Blatt Unna, west-
lich von Schelk]
Unna Bausenhagen | Bremen |
F. KAHRS 1927
R. BÄRTLING 1920
[Do-Horde -Billmerich)
H. WILDBERG 1980
[ohne biostratigra-
phischen Bezug]
Lithostrafigraphie
im Bereich
Billmerich — Schelk
HISS 1981
Abb. 3.
am Haarstrang.
(Karbon)
Paläozoikum
Formation des Essener Grünsands
Untere Mergel -Kalk-Formation
Schwellensedimente
Limonit -Sand-/Glauk / Glaukon -Sand-
Kalkmergelstein- [Kalkknollen-
Horizont bank
varians - Schichten [kc 1/2]
P asper + C. carinatus S. varians +H. gripenkerli | A.rhotomag.+ H. subglobos
rhotomagense -Schichten [kc3]
Schichten m
A. plenus
Kalkknollenb
weiße bis graue
Mergelkalke
gelbliche, schwach kieselige
Kalksteine
Essener Grünsand
glaukonitischer Mergel
untere Mergelkalke
= varıans - Planer
Essener Grünsand
Essener Grünsand
glaukonitischer Mergel
untere Mergelkalke
= varıans - Pläner
Essener Grünsand
Toneisenstein
K
Toneisenstein
Konglomerat
Basalkongl
Brauneisen -
steinhoriz
een Zander een
en
horizont Sant) Sandmergel-
Essener Grünsand
onglomerat
Unterer Grünsand
=Cenoman-Grünsand
Unterer Grünsand
glaukon. Mergel mit S varıans
Grünsandmergel mit Konglo -
in Taschen
merat an der Basis in Taschen
Rotkalke
fossilarme| knollige
Kalkbank
Schichten m.
A. plenus
Kalkknollenb
rhotomagen-Sch.
helle Mergelkalke
hangende Mergelkalke
Kalkmergel |Knollenkalk
Schichten m
A. plenus
Kalkknollenb
rhotomagen-Sch
helle Mergelkalke
fossilarme| knollige
Kalkbank
arme rhotomagense-Sch
helle Mergelkalke
arme rhotomagense - Sch
knollige Kalke
glaukon. Kalkmergel
mit A. plenus
Toneisenstein
Konglomerat
Essener Grünsand
glaukon
Über -
ı gangs H.;
unterer oberer
Essener Grünsand
Formation des Essener Grünsands Mergel SDIeTee
Klippensedimente
ee IL
knollige Kalkbank
glaukon
Kalkstein
Glaukonit -
Zusammenstellung der bisherigen litho- und biostratigraphischen Gliederungen des Cenomans
48
Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa
Ammoniten-Zonen
Subzonen
Typische Ammoniten und Leitfossilien
nach
W.J. KENNEDY & JM. HANCOCK (1978)
Bisherige Gliederung
in Westfalen nach
C. SCHLUTER 1876
| Mammites nodosordes
(= nodosordes-Zone)
Calycoceras naviculare
(= naviculare-Zone)
Acanthoceras rhotomagense
Sciponoceras gracile
Inoceramus labiatus
labiatus-Zone
Sciponoceras gracıle
Metoicoceras geslinianum
(Actınomax plenus)
Eucalycoceras pentagonum
Calycoceras navıculare
Eucalycoceras pentagonum
Calycoceras naviculare
‚Acanthoceras jukesbrowni
große Acanthoceraten
Turrilites acutus
Turrilites acutus
Calycoceras
‚Actinocamax plenus
Acanthoceras rhotomagense
Scaphites equalıs und
(= rhotomagense-Zone)
Cenoman
Turrilites costatus
Turrilites costatus
Scaphites equalis
Sciponoceras baculoide
Holaster subglobosus
‚Acanthoceras rhotomagense-Gruppe
Mantelliceras ex gr. dixoni
Schloenbachia varıans (flache Formen)
Mantelliceras ex gr. dixoni Schloenbachia varians
Mantelliceras mantelli Mantelliceras saxbii
M. saxbıı, M. ventnorense, M. mantelli,
S. varians (wenig aufgebläht)
u. Hemiaster gripenkerli
Hyphoplites falcatus
(= mantelli-Zone) Hypoturrilites carcitanensis
S. varians, M. mantellı,
M. tuberculatum, H. carcıtanensis,
Pecten asper und
Catopygus carinatus
Anisoceras armatum (Neohibolites ultimus)
Abb. 4. Ammoniten-Zonengliederung in Nordwesteuropa.
gen daher vor, die ‚Zone des Utaturiceras vincinale (Sto-
LıczKA)“ unterhalb der Zone des Hypoturrilites carcitanensis
(MATHERON) für dieses Niveau einzuführen. Im Untersu-
chungsgebiet treten einige Ammoniten auf, die möglicher-
weise aus unterstem Untercenoman stammen. Die Annahme
einer selbständigen Zone des Utaturiceras vincinale kann
aber weder bestätigt, noch widerlegt werden (s. u.).
Die Basis des Turons — und damit die Hangendgrenze des
Cenomans - ist durch das erste Auftreten von /noceramus la-
biatus (SCHLOTH.) und Mammites nodosoides (SCHLUTER) in-
ternational festgelegt. Dadurch wird die „‚plenus-Zone“ frü-
herer Bearbeiter ganz dem Cenoman angeschlossen und ent-
spricht in etwa der gracıle-Subzone.
Untersuchungen an parastratigraphisch wichtigen Begleit-
faunen sind zum Teil noch in Bearbeitung und daher noch
nicht in jedem Fall auf die Verhältnisse in Westfalen übertrag-
bar. Durch K. A. TröGEr (1981) wird eine Inoceramen-
Gliederung des Cenomans in Mittel- und Osteuropa durch-
geführt. Im hier untersuchten Gebiet fehlen jedoch gut erhal-
tene Inoceramen weitgehend, so daß diese Gliederung keine
Anwendung finden kann.
In der hier vorgelegten Untersuchung können Foraminife-
ren zur biostratigraphischen Gliederung herangezogen wer-
den. Dem Vergleich mit den hiesigen Verhältnissen dienen
vor allem neue biostratigraphische Untersuchungen aus Süd-
england (D. J. Carter & M. B. Harr 1977) und Belgien/
Nordfrankreich (F. Rogaszynskı 1978). Die von diesen Auto-
ren zur Abgrenzung der Cenoman-Basis benutzten plankto-
nischen Foraminiferen fehlen hier. Mit Hilfe agglutinierender
Foraminiferen (C. Fries 1979, 1980) kann die Basis des Ce-
nomans jedoch angenähert bestimmt werden. Die Basıs des
Turons wird nach D. J. Carter & M. B. Harr (1977) nach
mikrofaunistischen Gesichtspunkten (Aussetzen von Rotalı-
pora, Einsetzen von Globotruncana) in Südengland in den
Horizont der plenus-Mergel gelegt. Sie stimmt nicht genau
mit der durch Ammoniten bestimmten Grenze überein, son-
dern liegt etwas tiefer im Profil (vgl. F. Rosaszynskı 1978:
Fig. 3).
5. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN
AUFGRUND DER AMMONITENFAUNA
Die Ammoniten des Untersuchungsgebietes (ausführliche
Beschreibung bei M. Hıss 1982a) stammen vorwiegend aus
den basisnahen Schichten. In höheren Profilteilen werden sie
seltener. Eine zeitliche Gliederung mit Hilfe der Ammoniten-
fauna ist daher insbesondere für die direkten Transgressions-
sedimente und die unmittelbar darauf folgenden Horizonte
möglich.
Die stratigraphische Reichweite der im Untersuchungsge-
biet auftretenden Ammoniten zeigt Abb. 5. Albische Am-
moniten treten nicht auf; lediglich die Gattung Anisoceras hat
ihren Ursprung bereits im Alb, reicht aber bis in das Ceno-
man hinein. Einige Arten können aus allertiefstem Unterce-
noman stammen, kommen aber auch noch darüber vor. Die
möglicherweise vorhandene Zone des Utaturiceras vincinale
(im Sinne von J. Wıepmann 1979) kann weder bestätigt noch
widerlegt werden (diese Zone ist daher in Abb. 4 und Abb. 7
als fraglich gekennzeichnet).
Direkt an der Kreide-Basis treten Ammoniten des Unter-
cenomans kondensiert auf. Sie wurden während der Fossilisa-
ton umgelagert, angereichert und resedimentiert (vgl.
M. Hıss 1981: 161 ff; M. Hıss 1982a). Das sie umgebende Se-
diment ist jünger als die Fossilien. Damit geben die Ammoni-
ten zwar das Mindestalter der Transgression an, verlieren aber
in bezug auf die Altersdatierung der einbettenden Sedimente
an Aussagewert. Der Umlagerungszeitraum und damit das
Alter der Sedimente kann aber mit Hilfe der Ammoniten ein-
Cenoman
unter mittel ober
rhotomagen | navıculare
maximale
Reichweite
Hauptverbreitung
wem (wahrscheinliches
Vorkommen)
«« Vorkommen fraglich
vincinale (?)
carcıtanensis
Jukesbrowni
costatus
Sciponoceras baculoide
Anısoceras Sp
Turrilites (0) ex gr puzosif
Turrilites (B) cf essenensis
Turrilites (H.) gravesianus
Turrilites (E.) scheuchzerian = =
Turrilites (M.) boerssumensis wi
1
Scaphites equalis
Hyphoplites arausionensis
Schloenbachiıa varıans SSP.
Mantelliceras mantellı
Mantelliceras tuberculatum
Mantelliceras laterotuberc.
Mantelliceras costatum
Mantelliceras saxbii
Mantelliceras cf. saxbıi
Mantelliceras ventnorense
Abb. 5. Stratigraphische Verbreitung der im Untersuchungsgebiet
auftretenden Ammoniten.
gegrenzt werden. Im Aufschluß Ense-Bremen I lagern zum
Beispiel an der Kreide-Basis (Glaukonit-Sandkalkstein-Ho-
rizont) ausschließlich Ammoniten des tieferen bis mittleren
Untercenomans (carcitanensis- und saxbu-Subzone). Im
darüber folgenden, scharf abgegrenzten glaukonitischen
Übergangshorizont treten aber Ammoniten des oberen Un-
tercenomans auf (dixoni-Subzone). Der Ablagerungszeit-
punkt des ersten Horizonts liegt also noch vor dem oberen
Untercenoman, da Ammoniten der dixoni-Zone hier fehlen.
Der glaukonitische Übergangshorizont ist frühestens im obe-
ren Untercenoman sedimentiert worden. Unabhängig von
Ammonitenfunden kann diese stratigraphische Einstufung
durch Foraminiferenfaunen bestätigt werden.
Der Beginn der Kreide-Transgression erfolgte im unter-
suchten Gebiet mit dem untersten Untercenoman (carcıta-
nensis-Subzone). Da sich Ammoniten dieser Subzone haupt-
sächlich in der Nähe von Schwellen (z. B. in Ense-Bremen
oder Höingen) oder auf Klippen (z. B. Frömern) finden, muß
angenommen werden, daß diese bereits sehr frühzeitig vom
Meer bedeckt waren. Nur im SW von Unna scheint die
Transgression erst im oberen Untercenoman einzusetzen.
Die ältesten Ammoniten aus Basissedimenten in Billmerich
(Turrilites boerssumensis SCHLUTER, Acompsoceras sarthense
49
(GU£RANGER) haben nämlich ihre Hauptverbreitung im höhe-
ren Untercenoman und sind hier wahrscheinlich in die dixo-
ni-Subzone einzustufen. Diese Datierung kann ebenfalls
durch Foraminiferen bestätigt werden.
Die Sedimente der Formation des Essener Grünsandes zei-
gen untercenomanes Alter. Eine genauere Einstufung ist auf-
grund der oben erwähnten Fossilkondensation nur bedingt
möglich. Der glaukonitische Übergangshorizont im oberen
Teil der Formation des Essener Grünsandes wurde östlich
von Unna während der dixoni-Subzone sedimentiert (Man-
telliceras ex gr. dixoni SparH aus Ense-Bremen I). Südlich
von Unna reichen glaukonitische Sedimente auch noch in das
Mittelcenoman (rhotomagense-Zone) hinein, wie durch
Acanthoceras cf. rhotomagense (BRONGNIART) aus Schelk be-
legt werden kann. Weiterhin ergab die Untersuchung der Fo-
raminiferenfauna, daß bei Billmerich (südwestlich von Unna)
die Formation des Essener Grünsandes auch noch das Ober-
cenoman umfaßt. Die Grenze zur Unteren Mergel-Kalk-
Formation verläuft also von E nach W aufsteigend deutlich
diachron.
Zu Anfang des Mittelcenomans (costatus-Subzone) beginnt
östlich von Unna die Untere Mergel-Kalk-Formation mit kie-
seligen und Hornstein führenden Kalksteinen. Aus diesem
Horizont konnte von mehreren Lokalitäten Acanthoceras cf.
rhotomagense geborgen werden. Im Profil Stockum sind im
Grenzbereich zum glaukonitischen Übergangshorizont in ei-
ner lokalen Schwellenregion Ammoniten des Untercenomans
(Mantelliceras mantelli (Sow.)) zusammen mit mittelceno-
manen Formen (Scaphites equalis Sow.) eingebettet. Diese
Kondensation dürfte auf ähnliche Umlagerungsprozesse
zurückzuführen sein, wie sie oben für die untercenomanen
Basissedimente beschrieben wurden.
Die Grenze zum Obercenoman sowie das gesamte Ober-
cenoman ist mit Ammoniten nicht näher erfaßbar, da hier die
entsprechenden Fossilfunde fehlen. Ebenso liegen aus der
Kalkknollenbank des höheren Cenomans keine neuen Ma-
krofossilfunde vor. Eine Einstufung in das höchste Cenoman
aufgrund des in der Literatur aus dieser Bank beschriebenen
Actinocamax plenus (BLamviLLE) (= gracile-Subzone) scheint
möglich zu sein. Hier ist aber Vorsicht geboten, da die Kalk-
knollenbank als ausgeprägte Hartgrundbildung während eı-
nes längeren Sedimentationsstillstandes anzusehen ist (vgl.
M. Hıss 1981: 199 ff). Sie enthält viele Grabgänge, die wahr-
scheinlich erst später mit Sediment verfüllt worden sind. Es ist
also denkbar, im Moment aber leider nicht nachprüfbar, daß
Actinocamax plenus erst zu einem späteren Zeitpunkt nach
der Ablagerung der Kalkknollenbank in dieses Sediment ge-
langt ist. Hierfür spricht zum Beispiel, daß dieser Belemnit
ausschließlich in dieser Bank oder (im mittleren Ruhrgebiet)
auch unmittelbar darüber angereichert vorkommt. Mögli-
cherweise ist also das Grundsediment der Kalkknollenbank
zu einem frühen, nicht genau festlegbaren Zeitpunkt im höhe-
ren Cenoman abgelagert, das höchste Obercenoman (,,ple-
nus-Zone“) aber nur reliktisch als Grabgangfüllung darin
enthalten.
6. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNGSMÖGLICHKEITEN
AUFGRUND DER FORAMINIFERENFAUNA
Die Foraminiferen des hier dargestellten Gebietes wurden
in Anlehnung an die Untersuchungen von C. Fries (1979)
und R. Baumeister (1980) aus dem Raum Bochum bestimmt
und beschrieben (M. Hıss 1981: 150ff). Eine weitere, aus-
führliche Darstellung der Foraminiferenfauna befindet sich in
Vorbereitung (M. Hıss in Vorb.). Die Verbreitung der Fora-
miniferen wird vorwiegend von den stark schwankenden Fa-
zies-Verhältnissen bestimmt. Es treten nur wenige, in ihrer
Verbreitung sicher stratigraphisch festgelegte Arten auf, die
mit oben zitierten Untersuchungen aus England und Belgien
verglichen werden können. Viele von dort beschriebene, vor
allem stratigraphisch relevante Arten fehlen hier. Vermutlich
faziell gebundene Arten kommen aber zusammen mit strati-
graphisch genau festgelegten Foraminiferen vor. Sie setzen
gemeinsam an stratigraphischen Grenzen ein und können so
in gewisser Weise als Leitfossilien, zumindest für das Unter-
suchungsgebiet, gelten.
Die Foraminiferen-Untersuchungen haben ebenfalls ge-
zeigt, daß lithostratigraphische Horizonte von W nach E
Faunen unterschiedlichen Alters führen können. So tritt zum
Beispiel Rotalipora cushmani (MorRrow) (Leitfossil für obe-
res Mittel- bis Obercenoman) östlich von Frömern im Kalk-
mergelstein-Horizont und westlich davon im glaukonitischen
Übergangshorizont auf. Einige kalkschalige Benthoner
kommen im E ab der Hornsteinbank vor und treten weiter
westlich bereits im Glaukonit-Sandmergelstein-Horizont auf
(Cibicides grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa
(Brotzen), Gavelinella intermedia belorussica (AKıMETZ)).
Die schon früher beschriebenen (R. BArrLinG 1920) diachron
verlaufenden Faziesgrenzen können somit durch die Unter-
suchung der Foraminiferen- und Ammonitenfaunen zeitlich
genau festgelegt werden.
Die Verbreitung der Foraminiferen in der Cenoman-
Schichtenfolge am Haarstrang ist in Abb. 6 dargestellt. Stra-
tigraphisch wichtige Arten sind besonders markiert. Es ist
möglich, sechs Foraminiferen-Zonen auszuscheiden. Die
Abgrenzung dieser Zonen im Vergleich zur Ammoniten-Or-
thostratigraphie kann wie folgt durchgeführt werden:
Foraminiferen-Zone I, tieferes Untercenoman (carcı-
tanensis- bis saxbü-Subzone): Arenobulimina (Arenobuli-
mina) preslii (Rzuss) fehlt, sie setzt erst mit Beginn der
Zone Il ein (vgl. C. Fries 1979). Lingulogavelinella formosa
(BroTZEn) ist verbreitet. Gavelinella berthelini (KELLer)
kommt vereinzelt vor.
Foraminiferen-Zone II, oberes Untercenoman (di-
xoni-Subzone): Arenobulimina (Arenobulimina) preslu
(Reuss) tritt erstmals auf. Zingulogavelinella formosa (BROT-
zen) klingt in dieser Zone endgültig aus (vgl. D. J. CARTER &
M. B. Hart 1977: Fig. 9). Gavelinella berthelini (KELLEr)
kommt nicht mehr vor.
Foraminiferen-Zone III, unteres Mittelcenoman,
etwa der costatus-Subzone entsprechend: Plectina cenomana
CARTER & HaRrT setzt ein (vgl. D. J. CARTER & M. B. HART
1977), ebenso kommt Gyroidinoides nitida (Reuss) erstmals
vor. Vialovella frankei (CusHmAn) zeigt nahe der Obergrenze
der Zone II ein deutliches Häufigkeitsmaximum (im mittle-
ren Teil des Untersuchungsgebietes besonders gut zu beob-
achten).
Foraminiferen-Zone IV, mittleres Mittelcenoman,
etwa der acutus-Subzone entsprechend. Verschiedene kalk-
schalige benthonische Foraminiferen setzen ein: Cibicides
grobenkoi Axımerz, Lingulogavelinella globosa (BROTZEN),
Lingulogavelinella cf. formosa (BRrOTZEN). Psendotextula-
riella cretosa (CusHMman) zeigt ein deutliches Häufigkeitsma-
ximum in geringem Abstand oberhalb des Maximums von
Vialovella frankei (Cusuman). Flourensina intermedia Ten
Dam setzt in dieser Zone eın.
Foraminiferen-Zone V, oberes Mittelcenoman bis
Obercenoman, etwa der jukesbrowni-Subzone bis navicnla-
re-Zone entsprechend. Die Zone V stimmt mit der Rotali-
pora cushmani/Praeglobotruncana stephani-Zone bei
D. J. Carter & M. B. Harr (1977) überein. Verschiedene
planktonische Foraminiferen setzen ein: Rotalipora cush-
mani (Morrow), Rotalipora deekei (Franke), Praeglobo-
truncana stephani (GanDoLr), Praeglobotruncana delrioen-
sis (Pummer). Ebenso kommt Gavelinella intermedia belo-
russica (AKkıMETZ) erstmals vor. Kalkschalige Foraminiferen
(Plankton und Benthos) treten insgesamt häufiger auf.
Unterturon, labiatus-
Schichten (nodosoides-Zone): Rotalipora cushmani (Mor-
row) und Rotalipora deekei (Franke) fehlen. Zweikielige
Globotruncanen aus der Gruppe der Globotruncana margi-
nata (Russ) treten erstmals auf. Hedbergellen kommen mas-
senhaft vor. Es fehlen viele agglutinierende Foraminiferen.
Foraminiferen-Zone VI,
Globotruncana marginata oO
Praeglobotruncana stephanı ©
Praeglobotruncana delrioensis ©
[e)
°
Rotalipora deekei
Rotalipora cushmanı
Hedbergella sp. sp
Ramulina sp
Dentalına sp.
Palmula sp
Frondicularıa sp.
Gavelinella interm. belorussıca
Gavelinella ammonoıdes
Cibıcides grobenkoi
Lingulogavelinella globosa
Lingulogavelinella cf formosa
Gyroıdinoides nitida
Gavelinella cenomanıca
Gavelinella ınterm. intermedia
Lenticulina sp. Sp.
Gavelinella baltica
Lingulogavelinella formosa
Gavelinella berthelini
Gaudryina_ellisorae
Flourensina intermedia [0]
Ataxophragmium crassum
Dorothia filiformis
Dorothiıa gradata
Plectina cenomana
Glomospirella sp.
Ammodiscus cretaceus
Eggerellina mtermedia
Arenobulmina (A.) preslii
Arenobulmina [N] obesa
Arenobulimina (P ] mınıma
Arenobulmina (P] chapmanı
Vialovella frankei
Placopsilina cenomana
Plectina mariae
Pseudotextulariella cretosa
Dorothia turrıs
Lituolide Foraminiferen
Arenobulimina (P) truncata
Tritaxia trıcarınata
Arenobulimma [N] elevata
Arenobulimina (P.) bochumensis
Arenobulimma [C.] dorbigny
Arenobulimina (C.) anglica
Arenobulimina (C.) advena
Reophax dentalıiniformis
Ataxophragmium compactum
Ataxophragmıum depressum
Lituola ırregularıs
Spiroplectammina cf baudouınıana
Reophax quttifera
Arenobulimina (A.) cf. obliqua
Haplophragmoıdes rugosus
Reophax hamulus
Reophax scorpiurus
Planktoner
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Kalkschalige Benthoner
Agglutinantier
V
IV
Foram.
Zonen
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7-30%
M. dıxoni
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T. acutus
T. costatus
M. saxbıi
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Zonen
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Ammoniten
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Abb. 6. Stratigraphische Verbreitung der Foraminiferen im Untersuchungsgebiet und Foraminiferen-
Zonengliederung.
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7. BIOSTRATIGRAPHISCHE GLIEDERUNG DER SEDIMENTE
IM UNTERSUCHUNGSGEBIET
Aufgrund der Faunenuntersuchungen ist es möglich, die
Sedimente des Untersuchungsgebietes biostratigraphisch ein-
zustufen. Diese Gliederung ist in Abb. 7 dargestellt (vgl. auch
Abb. 2). Folgende Ergebnisse können festgehalten werden:
a) Beginn der Kreide-Transgression
Die Kreide-Transgression beginnt im untersuchten Raum
im tiefsten Untercenoman (carcıtanensis-Subzone, Ammoni-
ten dieser Subzone sind im gesamten Bereich südlich und öst-
lich von Unna nachzuweisen). Spätestens im höheren Unter-
cenoman (dixoni-Subzone) wird auch der westliche Teil des
Untersuchungsgebietes (südwestlich von Unna) überflutet.
b) Sedimente des Untercenomans
In Billmerich (südwestlich von Unna) haben lediglich
einige Klippensedimente, in Frömern (südlich von Unna)
Klippensedimente und (in der Normalfazies) die Basissedi-
mente bis einschließlich Glaukonit-Sandstein-Horizont un-
tercenomanes Alter. Zwischen Schelk und Wickede (Pro-
file Schelk bis Wiehagen, vgl. Abb. 2) ist die Grenze Unter-
/Mittelcenoman nicht genau festlegbar; sie liegt im oberen
Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts. Eine Unter-
gliederung des Untercenomans ist hier nicht durchführbar.
Östlich von Wickede haben der Glaukonit-Sandmergel-
stein- bzw. Glaukonit-Sandkalkstein-Horizont und unterla-
gernde Schichten tieferes Untercenoman-Alter (carcitanen-
sis- bis saxbü-Subzone), der glaukonitische Übergangshori-
zont gehört dem oberen Untercenoman an (dixoni-Subzone).
Auf der Schwelle bei Günne (Möhnesee) sind unterceno-
mane Reliktsedimente in Schichten des tieferen Mittelceno-
mans eingebettet. Ferner kann die „„Hangende Mergellage“
(vgl. E. SPEETZEN et al. 1974) im Vergleichsprofil Rüthen in
die Foraminiferen-Zone I (tieferes Untercenoman) eingestuft
werden.
c) Sedimente des Mittelcenomans
Im höchsten Untercenoman und tiefen Mittelcenoman be-
steht in Billmerich und Frömern eine Schichtlücke, li-
thologisch durch eine Aufarbeitungszone an der Basıs
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts, paläontologisch
durch einen deutlichen Faunensprung innerhalb der Forami-
niferen-Fauna belegt. Diese Schichtlücke kann weiter östlich
nicht nachgewiesen werden. Sie ist in Frömern und Billmerich
vermutlich aufgrund der küstennahen Position so deutlich
ausgebildet. Mehrere kurzzeitige Sedimentationsunterbre-
chungen sind aber auch weiter östlich im Zusammenhang mit
Hartgrundbildungen im Horizont der kieseligen und Horn-
stein führenden Kalksteine wahrscheinlich.
Das tiefere Mittelcenoman (Foraminiferen-Zone III)
beginnt östlich von Wiehagen (westlich davon nicht ge-
nau festlegbar) mit dem Horizont der kieseligen und Horn-
stein führenden Kalksteine und endet mit dem Häufigkeits-
maximum von Vialovella frankei unterhalb der Hornstein-
bänke. Ammoniten aus der Gruppe um Acanthoceras rhoto-
magense kommen in diesen Schichten vor.
(Foraminiferen-
Zone IV) ist durch das Häufigkeitsmaximum von Psendotex-
Das mittlere Mittelcenoman
tulariella cretosa im gesamten Gebiet gut zu erkennen. In
Frömern gehört der gesamte, in Billmerichder untere Teil
des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts in diese Zone.
Östlich von Schelk sind die Hornsteinbänke sowie einige
Dezimeter des Kalkmergelstein-Horizonts dieser Zone zu-
zuordnen; östlich von Delecke ist die Hangendgrenze nicht
mehr aufgeschlossen.
d) Sedimente des Oberen Mittelcenomans bis Obercenomans
Der obere Teil des Glaukonit-Sandmergelstein-Horizonts
von Billmerich, der glaukonitische Übergangshorizont von
Billmerich und Frömern, der Kalkmergelstein-Horizont von
Frömern und den weiter östlich gelegenen Profilen sowie die
Kalkknollenbank im gesamten Gebiet können in die Forami-
niferen-Zone V eingestuft werden. Die Zone beginnt mit dem
ersten Auftreten von Rotalipora cushmani (östlich von Schelk
wenige Dezimeter oberhalb der Hornsteinbänke). Der Zeit-
umfang der durch die Kalkknollenbank dokumentierten
Schichtlücke kann nicht näher angegeben werden (s. o.). Die
Sedimentationslücke beginnt vermutlich irgendwann im
Obercenoman. Höchstes Obercenoman ist wahrscheinlich
nur reliktisch vorhanden (,‚plenus-Zone“).
e) Sedimente des Unterturons
Die labiatus-Schichten beginnen im gesamten Gebiet mit
scharfer lithologischer Grenze oberhalb der Kalkknollenbank
und sind durch das Auftreten von /noceramus labiatus
(SCHLOTH.) bereits nahe ihrer Basis sowie das Vorkommen
von Globotruncana marginata (Reuss) und das Überwiegen
von planktonischen Foraminiferen gekennzeichnet. Inwie-
weit die im Obercenoman beginnende Schichtlücke auch
noch das Unterturon umfaßt, kann nicht mit Sicherheit gesagt
werden. Da die genannten Leitfossilien normalerweise erst
etwas oberhalb der Cenoman/Turon-Grenze einsetzen, ist
anzunehmen, daß die Sedimentationsunterbrechung bis in
das tiefere Unterturon hineinreicht.
DANKSAGUNG
Ich danke Herrn Prof. Dr. M. KAEVER und Herrn Prof. Dr.
U. ROSENFELD, die beide die Anfertigung dieser Arbeit durch zahl-
reiche Diskussionen und Anregungen gefördert haben. Herrn
Dr. ©. FrIEG danke ich für wertvolle Hinweise bei der Bestimmung
der Foraminiferen.
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55
München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
ET BE TE BE
Epikontinentale Unterkreide-Ablagerungen in Polen
Von
SYLWESTER MAREK*)
Mit 5 Abbildungen und 1 Tabelle
KURZFASSUNG
Das Unterkreidebecken des polnischen Flachlandes hat
sich innerhalb der ausgedehnten, paläotektonischen Einheit
entwickelt, die sich seit dem Zechstein, auf dem südwestli-
chen Abhang der Pre-Vendischen Plattform gebildet hatte.
Innerhalb dieses Beckens hat sich die Mittelpolnische-Sedi-
mentationsfurche ausgesondert, die genetisch an die tektoni-
schen Tornquist-Teisseyre Zone gebunden ist. Durch diese
Zone ist im ganzem Mesozoikum und Känozoikum der Zu-
sammenhang verschiedener, paläogeographischer Provinzen
gewährleistet, und zwar die Verbindung des nördlichen At-
lantık im Nordwesten und Westen mit der westlichen Tethys
im Süden und Südosten. Das polnische Gebiet der Unterkrei-
de-Sedimentation befand sich näher am Tethys-Ozean, be-
dingt durch die initiale Transgression der Unterkreide aus
dieser Richtung. Im Berrias und Valangin dominierten die Te-
thys-Einflüsse, im Hauterive und Barreme-Mittelalb sind da-
gegen entscheidende Beeinflussungen den von Westen und
Nordwesten eindringenden Ingressionen zuzuschreiben.
Vollständige Kreideprofile sind grundsätzlich auf diese
mittelpolnische Furche begrenzt, wo im Kujawischen Ab-
schnitt bis 600 m Mächtigkeit erreicht werden.
Charakteristisch für das Unterkreide-Becken im Flachland
Polens ist seine transgressive Entwicklung, die durch die fort-
schreitende Überlagerung mit immer jüngeren, stratigraphi-
schen Einheiten über das Neokom charakterisiert ist.
ABSTRACT
The Lower Cretaceous basin of the Polish Plain developed
within the large paleotectonical unit which was formed since
the Zechstein - during Triassic and Jurassic-on the SW-Slope
ofthe Pre-Vendic platform. Within this basin the Central-Po-
lish Trough developed which is genetically related to the
Tornquist-Teisseyre lineament. This zone connected several
paleogeographic provinces during the whole Mesozoic and
the Cenozoic periods: the Northern Atlantic in the NW and
W with the Western Tethys in the Sand SE. The Polish part of
Lower Cretaceous sedimentation was located closer to the
Tethys Ocean, which follows from the direction of the initial
transgression of the Lower Cretaceous in Poland. Tethys in-
fluence dominated during the Berrias and Valanginian, howe-
ver during the Hauterivian and Barremian-Middle Albian the
ingressions from the W and NW resulted in decisive altera-
tions.
Complete sections of the Cretaceous are limited to the Cen-
tral Polish Trough where a thickness of up to 600 m is measu-
red in the Kujawic region. The Lower Cretaceous Basin in the
Polish Plain is characterized by its transgressive tendency
which is demonstrated by the progressive onlap of younger
stratigraphical units upon the Neocomian.
ISEINLEITUNG
Dieser Beitrag stellt eine Zusammenfassung der Stratigra-
phie und Lithologie sowie der paläogeographisch-tektoni-
schen Entwicklung der Unterkreide im Polnischen Flachland
dar. Unterkreideablagerungen werden seit über 100 Jahren
intensiv untersucht. Es ist unmöglich eine vollkommene Liste
*) S. MAREK, Instytut Geologiczny Warszawa, 01-005 Warszawa,
ul. Nowolipie 16 m 25, Polen.
der benutzten Literatur zu bringen. Ich werde mich auf die
wichtigsten Publikationen der letzten Jahre beschränken.
Zur Erforschung der Stratigraphie und der Paläogeogra-
phie der Unterkreide haben wesentlich S. Marek und
A. Raczynska beigetragen (S. Marek 1961, 1965, 1967, 1968,
1969; S. Marek & A. Raczynska 1973a, b, 1979a, b, 1982;
A. Raczynska 1967, 1979) sowie J. DemsowskA (J. DEM-
BOWSKA 1973, 1979; J. DEMBOWsKA, & S. MArEX 1975, 1976,
56
1979), A. Wırkowskı (1968) und $. Cıesuısskı (1959a, b.
1960).
In Süd-Polen wurde die epikontinentale Kreide von
W. Morvc & J. Wasnıowska (1965), S. GEROCH, A. JEDNO-
ROWSKA & W. Morrxc (1972) erforscht.
Große Bedeutung für die Stratigraphie und die Sedimenta-
tionsbedingungen haben die mikrofaunistischen Untersu-
chungen von W. BiELEckA und J. SztEjn (W. BiELecka 1975;
W. BiELECKA & J. SztEjn 1966; J. SztEein 1967, 1968, 1969a,
b, 1982; $. Marek, W. BiELECKA, & J. SzTEIN 1969) sowie die
mikrofloristischen Untersuchungen von J. Mamczar (1966,
1973, 1982). Sedimentologisch-petrographischen Forschun-
gen liegen von M. Harapınska-Derciuch (Archiv-Material)
vor.
1. PALAOGEOGRAPHISCHE LAGE
Die Entwicklung des Unterkreidebeckens des Polnischen
Flachlandes erfolgte auf einer ausgedehnten jungpaläozoi-
schen-mesozoischen Einheit, die sich am südwestlichen Rand
der prävendischen Plattform und ihres Vorlandes gebildet
hatte. Innerhalb dieses Beckens erfolgte die Ausbildung einer
schmalen mittelpolnischen Sedimentationsfurche, die sich
entlang von Bruchzonen entwickelte die wiederum durch ver-
tikale Blockbewegungen (R. Dapıez, $. MArEK 1969) mit
nur geringem Anteil an den Kompressionsspannungen der
Dislokations-Vertikalkomponente charakterisiert ist (R.
DADLEZ).
Die mittel-polnische Furche ist genetisch mit der tektoni-
schen Teisseyre-Tornquist-Zone verbunden (]J. Znosko
1969, 1975). Im Mesozoikum und Känozoikum verband
diese Zone zwei paläogeographische Provinzen: die Nordat-
lantische Provinz im Nordwesten und Westen und die
West-Tethys-Provinz im Süden und Südosten. In der Nord-
atlantischen Provinz erfolgte die Ozeanöffnung in der Unter-
kreide zwischen Iberia und Neu-Fundland sowie zwischen
Grönland und Skandinavien. In der West-Tethys-Provinz
wurde mit Ende des Jura und in der Unterkreide die im Meso-
zoikum herrschende Ozeanöffnung von einem Ozeanschlie-
ßen mit Gebirgsbildung abgelöst (R. Danırz 1980). Das pol-
nische Unterkreidebecken befand sich näher an dem ozea-
nischen Gebiet der Tethys als des Atlantiks, daher drangen
die initialen Unterkreide-Transgressionen ım Riazanıan von
Südosten in das Gebiet Polens ein.
Im Berrias und Valangin dominierten im Polnischen Flach-
lande die Tethys-Einflüsse, dagegen waren im Hauterive und
Barreme-Mittelalb die Ingressionen aus dem sich in Nordwe-
sten entwickelnden Atlantischen Ozean von entscheidender
Bedeutung.
Vollständige Profile der Unterkreide sind auf die mittel-
polnische Furche begrenzt (Abb. 1-5). Im Abschnitt der
größten Subsidenz, — das heißt im Kujawy-Teil der Furche —
ist eine kontinuierliche Sedimentation der Jura- und Unter-
kreide-Bildungen zu beobachten und die Unterkreide er-
reicht hier bis 600 m Mächtigkeit (Abb. 1).
Außerhalb der Furche sind größere lithologisch-stratigra-
phische Reduktionen vorhanden. Das Unterkreide-Becken
des Polnischen Flachlandes ist charakterisiert durch eine
Transgression, die durch immer weiter übergreifende Lage-
rung der jüngeren Sedimente zum Ausdruck kommt.
Charakteristisch ist auch die Entwicklung eines tektoni-
schen Grabens auf dem Abhang der prävendischen Plattform,
während des Berrias-Apt (Abb. 2).
II?STRATIGRAPHIE UND’LITHOTLOGIE
1. BERRIAS
(Tabelle 1)
An der Jura-Kreide-Wende bildeten sich im Polnischen
Flachland wie im Germanischen und Pariser Becken brak-
kisch-lagunäre Purbeck-Becken, die zur mittelpolnischen
Furche begrenzt waren. Zu dieser Zeit entstanden Mergel und
Evaporite sowie teilweise Oolith- und Muschel-Kalksteine.
Die Jura-Kreide-Grenze (Colloque Cretace inferieur, 1963
und 1973) verläuft innerhalb der Sedimente der Purbeck-Fa-
zies (J. KuTtEk 1962; $S. Marek 1967; W. BIELECKA, J. SZTEIN
1966; S. MArEk, W. BIELECKA, J. SzTEjn 1969; W. BIELECKA
1975; J. Demsowska, & S. Marek 1975, 1976, 1979;
J. Mauczar 1966, 1973, 1982). Diese Grenze verläuft unge-
fähr im Hangenden der Ostrakoden-Zone ‚‚E‘ mit folgenden
Arten: Fabanella ansata (Jones), Klieana alata (MarTın)
und Mauteliana purbeckensis (Forses) (W. BiELECKA,
J- Szrein 1966; W. BıeLeckA 1975).
Die überlagernden Purbeck-Ostrakoden-Zonen „D, C,
B“ und ‚‚A“ beweisen Unter-Berrias, das oft mit der Ober-
Wolga-Stufe korreliert wird (R. Casey 1977; A. Zeıss 1977).
Die Ostrakoden-Zonen ‚„‚D, C, B“ sind als brackisch-lim-
nische Sulfat-Karbonate und Ton-Mergel ausgebildet, dage-
gen besteht die brackisch-marine Ostrakoden-Zone „A“ aus
Tonsteinen und mergeligen Schluffsteinen, höher aus sandi-
gen Kalksteinen mit Detritus von Cyrena, Solen, Cardium
und Paludina.
Neben der brackischen Ostrakode Cypridea cf. posticalis
(Jones) treten marine Ostrakoden wie Palendocytherea und
Schuleridea sowie die Foraminiferen Ammobaculites, Eogut-
tulina und Lenticulina auf.
Die Ostrakoden-Zone „A“ kennzeichnet die initale Rya-
zan-Meerestransgression (S. MAREk 1967). Aus Vergleichen
mit dem anglo-germanischen Becken folgt, daß die Ostrako-
denzonen „‚D, C, B“ und ‚‚A“ dem oberen Teil des unteren
MÄCHTIGKEITEN DER UNTEREN KREIDE (Berrias -Mittleres Alb)
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Abb. 1. Mächtigkeiten der Unterkreideablagerungen (Barreme-Mittelalb). 1 = sichere Isopachyten; 2 =
vermutliche Isopachyten; 3 = Verwerfungen; 4 = primäre Barreme-Verbreitung; 5 = Gebiet der vollkom-
menen postkretazischen Erosion; 6 = Gebiet der teilweisen postkretazischen Erosion; 7 = Linie des paläo-
tektonischen Profiles; 8 = Karpatenflysch-Aufschiebung.
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Abb. 2. Paläotektonischer Querschnitt der Unterkreide. 1 = Sandsteine; 2 = Tonsteine und Schluffstei-
ne; 3 = kalkige Sandsteine; 4 = Verwerfungen; Be - Berrias; W = Valangin; W,. = Platylenticeras-Unter-
valangin; W,, = Polyptychites-Untervalangin; W, = Obervalangin; H = Hauterive; H, = Unterhauterive;
H, = Oberhauterive; Ba-A, = Barreme-Mittelalb; A = Pagörki-Glied; B = Gopto-Glied; C = Kruszwi-
ca-Glied.
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LITHOLOGISCHE
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Tabelle 1.
Stratigraphisches Profil der Unterkreide im polnischen Flachland.
Purbecks und dem mittleren Purbeck Englands sowie dem
oberen Teil der Münder-Mergel-Formation Deutschlands
entsprechen. Diese stratigraphische Einstufung des Purbecks
im Polnischen Flachland bestätigen die palynologischen Un-
tersuchungen. Nach J. Maumczar (1966, 1982) war die herr-
schende Pflanzengruppe im Purbeck die Cheirolepidaceae
(z. T. bis 8790). Wesentlichen Anteil an den Pflanzengemein-
schaften hatten auch Nadelbäume mit den Familien Taxodia-
ceae-Cupressaceae sowie Pinaceae-Podocarpaceae; außerdem
waren auch Filicales mit der Familie Gleicheniaceae vertreten.
Sedimente der Purbeck-Fazies erreichen eine Mächtigkeit
bis 100 m wobei auf die Ostrakodenzone ‚‚A“ 30 mentfallen.
Ober-Berrias — die Ryazan-Stufe ist gut mit Ammoni-
ten belegt, die eine Einteilung dieser Stufe in die Schichten mit
Riasanites und Malbosiceras (unten) und in die Schichten mit
Surites und Euthymiceras (oben) erlauben (S. MArEK,
A. Raczyıska 1979a, b, 1982).
Schichten mit Riasanites und Malbosiceras: sandige
Schluffsteine, Sandsteine und sandige Kalke mit Riasanıtes
riasanensis (WENETZKY) LAHUSEN, Praetollia cf. maynei
SparH, Subcraspedites sp. div., Malbosiceras cf. malbosı
(Pıcter), Retowskiceras cf. andrussovi (RETOWsK1), Pictetice-
ras cf. picteti (JacoB), Picteticeras cf. Jauberti (MAzEnOT)
und andere.
Schichten mit Surites und Euthymiceras: (Tonsteine,
Schluffsteine mit sandig-sideritischen Einlagerungen und
Sphärosideriten) mit: Surites cf. spasskensis (Nıkırın), Suri-
tes cf. subtzikwinianus (BoGosLowskı), Externiceras Sp.,
Subcraspedites sp. sp., Riasanites sp., Neocosmoceras cf.
sayni (SIMIONESCU), Euthymiceras cf. euthymı (PıctEr), Neo-
cosmoceras cf. platycostatum (Sayn), Neocosmoceras flabellı-
forme (Hecarar), Fanriella sp. cf. boissieri (PıcrEr) und
Bevriasella sp.
Die erwähnten Ammoniten vertreten hauptsächlich süd-
und mittelrussische Arten und nur untergeordnet nordrussi-
sche.
In der Ryazan-Stufe treten auch reichlich Lamellibranchia-
ten auf, vor allem Exogyra sinuata (Sowerby) sowie Forami-
niferen und Ostrakoden. Unter den Foraminiferen herrschen
die kalkschaligen Gattungen Lenticulina, Vaginulinopsis,
Reinholdella, Trocholina, Citharina und Epistomma vor,
weniger zahlreich sind die agglutinierenden Formen: Ha-
plophragmoides, Trochammina und Reophax. Ostrakoden
sind mit den Gattungen Protocythere, Schuleridea, Cyther-
ella und Paranotacythere vertreten.
Mikrofloristische Untersuchungen konnten nachweisen,
daß an der Wende der Purbeck-Fazies zu den marinen Sedi-
menten der Ryazan-Stufe ein plötzliches Verschwinden der
Familie Cheirolepidaceae erfolgte und eine Entwicklung der
Nadelbäume-Coniferales der Familien Taxodiaceae-Taxa-
ceae-Cupressaceae (bis 50%) und der Familien Pinaceae-Po-
docarpaceae (bis 8%) einsetzte. Zu beobachten ist ein hoher
Anteil an Farnen vor allem der Familie Gleicheniaceae (bis
31%), dagegen traten Schachtelhalme (Equisetales) und Bär-
lappgewächse (Lycopodiales) zurück. Nach J. Mamczar
(1966, 1973, 1982) weist der Sporen- und Pollenkomplex auf
eine größere Feuchtigkeit in der Ryazan-Stufe als im Purbeck
hin.
Die Mächtigkeit des ganzen Berrias erreicht 160 m, des ma-
rınen Anteils 60 m.
2. VALANGIN
Das Unter-Valangin ist im Polnischen Flachland in die
Platylenticerasschichten (unten) und die Polyptychites-
Schichten (oben) unterteilt.
Platylenticeras-Schichten bilden eine Kontinuität zur ma-
rinen Ryazan-Stufe. Es sind vor allem Tonsteine, unterge-
ordnet Schluffsteine, im Randgebiet sandige Sedimente mit
Sideriteinlagerungen ausgebildet mit vereinzelten Ammoni-
ten Platylenticeras (Pl.) heteropleurum postrum (KOENEN),
Platylenticeras (Pl.) gevrilianum gevrilianum (D’ORBıcNY),
Platylenticeras (Tolypeceras) marcoisianum inflatum (KoE-
NEN), Neocomites neocomiensis (D’ORBIGNY), Neocomites
neocomiensis var. premolica (Sayn), Polyptichites sp. ct.
gravidus (KOENEN) sowie Belemniten Oxyteuthis primus
BrASZKIEWICZ.
Lamellibranchiaten sind vertreten durch zahlreiche Exo-
gyra sinnata (SowerBY); auch die Mikrofauna ist reich. Unter
den Foraminiferen herrschen agglutinierende Formen: Tro-
chammina, Glomospirella, Verneuillinoides, Haplophrag-
moides, Reophax und Ammobaculites. Untergeordnet treten
auch kalkschalige Foraminiferen auf wie Lenticulina, Astaco-
lus, Saracenaria, Citharina, Reinholdella, Trocholina, Epi-
stomina, Spirilina, Eoguttulina, Globulina und Vaginulinop-
sis. Ostrakoden sind spärlich mit Protocythere, Schuleridea
und Paranotacythere vertreten. Die Platylenticeras-Schich-
ten erreichen eine maximale Mächtigkeit von 60 m.
Polyptychites-Schichten weisen im zentralen Beckenteil
eine lithologische Dreiteilung auf. Den mittleren Profilteil
bilden limnische, graue Sandsteine, meistens feinkörnige mit
mittel- und grobkörnigen Sandsteineinlagerungen mit reich-
lich inkohltem Pflanzendetritus und tonig-kohligen Linsen
mit Muskowit. Dagegen den unteren und oberen Profilteil
bilden feingebankte, marine Tone und Schluffsteine mit Ei-
senkonkretionen. Im unteren Profilteil wurden vereinzelt
Bruchstücke der Ammonitengattung Polyptychites und der
Ostrakodengattung Dolocytheridea gefunden. Außerhalb
des Beckenzentrums in West-Polen bilden die Pobyptychi-
tes-Schichten vorwiegend Sandsteine mit Zwischenlagen von
Rhizoiden-Schluffsteinen, die auf eine Sumpfsedimentation
hinweisen. Die stratigraphische Lage der ausgesonderten Po-
Iyptychites-Schichten zeigt ihre Lage oberhalb der Platylenti-
ceras-Schichten und unterhalb des Obervalangin. Die maxi-
male Mächtigkeit der Polyptychites-Schichten beträgt ca.
120-150 m.
Das Ober-Valanging (Schichten mit Dichotomites
und Saynoceras) zeigt eine neue marine Ingression. Im zen-
tralen Beckenteil bilden sich im Ober-Valangin graue und
aschgraue Tonsteine, Schluffsteine mit Sandsteineinlagerun-
gen, ziemlich häufig sind sandig-dolomitisch-sideritische
Zwischenlagen mit Kalzit- und Eisenoolithen. Die Ammoni-
tenführung ist gut: Dichotomites bidichotomus (LEYMERIE),
Dichotomites cf. biscissus (KoEnen), Dichotomites cf. pet-
schorensis (BoGosLowskı), Polyptychites cf. ramulicostatus
(Pawzow), Polyptychites cf. michalskuüi (Bocostowskı), Polyp-
tychites nuclens (ROEMER), Polyptychites cf. ascendens Kor-
NEN, Neocraspedites complanatus (KOENEN), Saynoceras ver-
rucosum (D’OrBıcnY), Leopoldia sp. cf. biassalensis (Kara-
KASCH), Astieria bachelardi Sayn, Neocomites biformis SAyN,
Bochianites neocomiensis (D’ORBIGNY) u. a.
Unter den Lamellibranchiaten treten zahlreich auf: Pano-
pea cf. gurgitis (BROGNIART), Grammatodon cf. securis
(D’Orsıcny) und Arten der Gattungen Corbula, Gervillea,
Trigonia, Chlamys sowie Ostrea.
Im südöstlichen Teil des Polnischen Flachlandes besteht
das Ober-Valangın, das dort dasälteste Glied der Unterkreide
darstellt, hauptsächlich aus mergeligen und kalkigen oolith-
eisenhaltigen und detritischen Gesteinen.
Außer Lamellibranchiaten ist in diesen Sedimenten auch
Schalenschutt von Brachiopoden, Ammoniten, Bryozoen
und Würmern festzustellen. Epikontinentale tonig-sandige
Sedimente von wahrscheinlichem Ober-Valangin-Alter wur-
den unter dem aufgeschobenen Karpaten-Flysch festgestellt
(S. GEROCH, A. JEDNOROWSKA, W. Morvc 1972).
In den Schichten mit Dichotomites und Saynoceras kommt
eine reiche Mikrofauna vor. Außer den agglutinierenden Fo-
raminiferen Glomospirella, Ammodiscus und Haplophrag-
moides finden sich häufiger kalkschalige Foraminiferen: Len-
ticulina, Citharina, Marginulina, Saracenaria, Epıistomina,
Reinholdella und Planispirllina.
Zu betonen ist das Erscheinen neuer Ostrakodenarten der
Gattungen: Stravia, Haplocytheridea, Schuleridea, Protocy-
there, Cytherelloidea, Cytherella, Euryitycythere und Dolo-
cytheridea. Die maximale Mächtigkeit des Ober-Valangin im
Polnischen Flachland beträgt 30-50 m.
Die Pflanzendecke im Valangin unterlag im Vergleich mit
dem Berrias keinen wesentlichen Änderungen. Die herr-
schenden Pflanzengruppen sind weiter die Nadelbäume mit
den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 50%);
zu beobachten ist ein wenig größerer Anteil der Familien Pi-
naceae-Podocarpaceae sowie auch ein weiteres Auftreten der
Farne, vorwiegend der Familie Gleicheniaceae. Das zeugt für
ein wärmeres und noch feuchteres Klima als im Berrias.
3. HAUTERIVE
Das Unter-Hauterive ist deutlich transgressiv; im zen-
tralen Beckenteil bildeten sıch dunkle Tonsteine oder Schluff-
steine, zuweilen sandig mit Zwischenlagen von grauen Ton-
steinen und Sideriten. Im oberen Profilteil sind die Sedimente
sandiger und enthalten stellenweise Anhäufungen von Ei-
senoolithen. Im südöstlichen Beckenteil des Polnischen
Flachlandes sind Zwischenlagen von kalkig-sideritischen
Sandsteinen mit Eisenoolithen von großer Bedeutung. Ver-
einzelte Ammoniten vertreten durch die Arten: Endemoceras
cf. amblygonium (NEUMEYER et UHLiG), Endemoceras aff.
enode THIERMANN, Endemoceras sp. (ex gr. noricum- enode)
und Endemoceras sp. (S. MarEk 1961, 1968, 1969; A. Rac-
ZyNsKA 1979).
Reich sind auch Lamellibranchiaten und Gastropoden ver-
treten, unter anderen Panopea cf. gurgitis (BROGNIART),
Grammatodon securis (D’ORBIGNY) und Arten der Gattungen
Corbula, Pholadomya und Natica sp.
In der Mikrofauna herrschen kalkschalige Foraminiferen:
Lenticulina, Vaginulinopsis, Epistomina, Marginulina und
Citharina. Agglutinierende Foraminiferen sind vertreten
durch die Gattungen: Haplophragmoides, Ammobaculites,
Trochammina und Glomospirella. Ostracoden mit den Gat-
tungen Haplocytheridea, Mandocythere, Schuleridea, Stilli-
na, Paranotacythere, Euryitycythere und Cytbherelloidea.
Charakteristisch für das Unter-Hauterive sind: Epistomina
caracolla caracolla (ROEMER), Marginulina pyramıdalıs
(KocH) und Schuleridea aff. lamplughı (NEALz).
Das Unter-Hauterive erreicht eine maximale Mächtigkeit
bis zu 50 m.
Das Ober-Hauterive ist zweigeteilt. Den unteren
Komplex bilden feinkörnige bis grobkörnige, graue Sandstei-
ne, teilweise dolomitische und sideritisch, mit Anhäufungen
von Goethit-Chamosit-Oolithen. Die Mächtigkeit dieses
Komplexes beträgt bis zu 45 m.
In diesen Sedimenten wurden nur agglutinierende Forami-
niferen der Gattungen Glomospirella, Reophax und Vemeu-
illinoides nachgewiesen.
Den oberen Komplex bilden wieder Tonsteine und dunkle
Schluffsteine mit reichlich Pyrit. Im zentralen Beckenteil
kommen Anhäufungen von Dolomit-Siderit-Chamosit-
Oolitherzen vor. Ein großer Teil dieser Sedimente kann mit
vereinzelten Simbirskites (Craspetodiscus) gottschei (KoE-
NEN) und Simbirskites (Crasp.) sp. (A. Raczynska 1979) ein-
gestuft werden. Außerdem tritt hier eine charakteristische
Foraminiferen-Gemeinschaft auf, mit den Gattungen Tro-
chammina, Trocholina, Psammosphera, Reophax, Lage-
nammına, Glomospirella und Textularia.
Die Sedimente des oberen Hauterive erreichen eine maxi-
male Mächugkeit bis zu 80 m.
In der Pflanzengemeinschaft ist im Hauterive eine Zu-
nahme der Nadelbäume besonders mit der Familie Taxodia-
ceae-Taxaceae-Cupressaceae (bis 69%) zu beobachten; unter
den Farnen hat die Familie Gleicheniaceae den größten An-
teil. Die Pflanzengemeinschaft weist auf ein warmes und
feuchtes Klima hin.
60
4. BARREME - MITTELALB
Die auf dem Hauterive und unter dem Oberalb liegenden,
überwiegend sandigen Sedimente, wurden als Mogilno-For-
mation ausgeschieden, die in drei Glieder eingeteilt wurde:
Pagörki-Goplo- und Kruszwica-Glied (A. Raczynska 1979).
Das Pagörki-Glied, dem ein Barr&me-Alter zuge-
schrieben wurde, bilden feinkörnige, weiße Sandsteine, oft
mit Kaolinit-Zement ohne Glaukonit und Makrofauna, stel-
lenweise nur mit inkohltem Pflanzendetritus. In tonigen Zwi-
schenlagen findet man agglutinierende Foraminiferen wie
Ammobaculites und Reophax.
Im Barr&me ist eine wesentliche Änderung in der Pflanzen-
decke zu beobachten. Die bis zum Hauterive herrschenden
Nadelbäume mit den Familien Taxodiaceae-Taxaceae-Cu-
pressaceae haben nunmehr einen wesentlich geringeren Anteil
bei gleichzeitiger Zunahme der Familien Pinaceae-Podocar-
paceae. Unter den Farnen ist die Abnahme der Familie Glei-
cheniaceae zugunsten anderer Familien der Filicales anzu-
merken. Einen geringen Anteil in der Pflanzengemeinschaft
haben auch Schachtelhalme (Equisetales) und Bärlapp-Ge-
wächse (Lycopodiales). Diese Pflanzengemeinschaft weist
auf ein warmes Klima, jedoch wesentlich trockener als im
Hauterive.
Das Pagörkı-Glied (Barreme) erreicht eine maximale
Mächtigkeit von 50-75 m.
Das Goplo-Glied, für das Apt angenommen wird, bil-
den Tonsteine, sandige Schluffsteine und dunkelgraue Sand-
steine mit Glaukonit, manchmal mit Zwischenlagen von ei-
senhaltigen Oolithen und Chamosit-Erzen. In der Warsza-
wa-Mulde wurden unbestimmbare Ammoniten gefunden
(S. MAREK 1968).
Die Mikrofauna wird vertreten vor allem durch agglutinie-
rende Foraminiferen: Reophax, Verneuillinoides, Haploph-
ragmoides und Tritaxia. Unter den kalkschaligen Foramini-
feren herrschen Arten der Gattungen Marginulina, Lenticu-
lina, Astacolus, Paleomi und Trocholina vor; vereinzelt fin-
det man auch Ostrakoden Cypridea.
In der Pflanzengemeinschaft ist wiederum eine Änderung
bemerkbar. Die Nadelbäume der Familien Taxodiaceae-Ta-
xaceae-Cupressaceae treten zurück (nur 29%) ebenso die Fa-
milien Pinaceae-Podocarpaceae (bis 8%). Unter den Farnen —
Filicales ist wieder eine Zunahme der Familie Gleicheniaceae
anzumerken mit gleichzeitiger Entfaltung anderer Familien
der Filicales und Lyopodiales (bis 26 %); die Schachtelhalme —
Equisetales haben geringen Anteil. Diese Pflanzengemein-
schaft zeigt eine Zunahme der Klimafeuchtigkeit an.
Das Goplo-Glied (Apt) erreicht eine Mächtigkeit von
40-50 m.
Das Kruszwica-Glied, bestimmt als Unter- und
Mittelalb, bilden feinkörnige, graue, kalkfreie Sandsteine mit
Glaukonit; im Liegenden und Hangenden oft grobkörnig und
konglomerathaltig. Reichlich findet man inkohlten und pyri-
tisierten Pflanzendetritus und in vereinzelten Tonzwischen-
lagen geringe Mengen von Foraminiferen der Gattungen
Quinqueloculina, Bullopora, Lenticulina und Miliospirella.
Das Kruszwica-Glied wird nach oben mit sandigen Mergeln
mit Phosphoriten abgeschlossen, die Aucellinen und Belem-
niten des Oberalb enthalten (S. CıesLinskı 1959a, b, 1960).
Die maximale Mächtigkeit des Kruszwica-Glieds beträgt
100 m. Für die ganze Mogilno-Formation (Barr&me-Mittel-
alb) kann 150-220 m Mächtigkeit angegeben werden.
IV. SEDIMENTATIONSGESCHICHTE UND
PALÄOGEOGRAPHISCHE ENTWICKLUNG
Das sich im Ober-Wolga und im Unter-Berrias ausgebil-
dete relikthafte Purbeck-Becken ist zur mittelpolnischen
Furche hin begrenzt.
Zu Beginn der Ryazan-Stufe wurde das Binnen-Bek-
ken in ein brackisch-marines Becken (Ostrakoden-Zone
„„ A“) und danach in ein marines Becken mit terrigenen Ein-
schüttungen umgestaltet. Anfänglich sind es sandig-karbona-
tische Bildungen und danach mehr tonig-schluffige Sedimen-
te. Die Ammoniten sind vertreten, vor allem südliche Arten,
unter anderen die Gattungen Fanriella, Malbosiceras, Eu-
thymiceras, Neocosmoceras, Picteticeras, Berriasella und Re-
towskiceras sowie mittelrussische Arten der Gattung Riasa-
nites. Hierin liegt ein Beweis, daß die Initialtransgression des
Ryazan-Meeres nach Polen von Südosten, also aus der
West-Tethys eingedrungen ist. Nur die Gattungen Surites,
Subcraspedites, Externiceras und Praetollia zeugen für Mee-
reseinflüsse aus Nordwesten vom Nordatlantik.
Im Unter-Valangin (Platylenticeras-Schichten) folgt
kontinuierlich die mit dem Ryazan-Meer begonnene Sedi-
mentation. Das Meer erweiterte seinen Bereich vor allem nach
Nordpolen (Abb. 3); es entstanden dunkle Tonsteine und
Schluffsteine mit Siderit. Ammoniten der Gattungen Platy-
lenticeras und Neocomites sowie Belemniten Oxyteuthis
weisen auf eine Verbindung des polnischen Beckens mit den
Provinzen der Tethys und des Atlantiks (Anglo-Germani-
sches Becken) hin.
Im späteren Unter-Valangin (Polyptychites-Schich-
ten) erweitert das Meer wiederum seinen Bereich im Ver-
gleich mit den Platylenticeras-Schichten. Es ist jedoch eine
Verflachung und teilweise Aussüßung des Beckens zu beob-
achten, worauf sandige Sedimente und sumpfig-schluffige
Einlagerungen mit Rhizoiden und Holzstücken hinweisen.
Zeitweilig überwogen die zufließenden Süßwässer. Eine
Moorsedimentation konnte sich in den seichten Beckenteilen
entwickeln, vorübergehend von ausgedehnten Wattgebieten
abgelöst.
In der Ryazan-Stufe und im Unter-Valangin wurde das ter-
rigene Material in das Sedimentationsbecken vorwiegend vom
Norden zugeführt (Abb. 3, 4).
Im Ober-Valangin wiederholt sich eine Dominanz des
marinen Einflusses. In den Randzonen ist ein Übergreifen der
transgressiven Bildungen bemerkbar, die mittelpolnische
61
BERRIAS - UNTER VALANGIN ( Platylenticeras-Schichten)
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Abb. 3. Paläofazies für die Zeitspanne Berrias bis Platylenticeras-Untervalangin. 1 = Tonsteine und
Schluffsteine im unteren Teil mit sandigen Kalken. 2 = Tonsteine und sandige Schluffsteine; 3 = schluf-
fig-sandige Kalksteine; 4 = Ammoniten; 5 = gegenwärtige Verbreitung des Platylenticeras-Untervalangin;
6 = gegenwärtige Berrias-Verbreitung; 7 = Gebiet der postkretazischen Erosion; 8 = primäre Verbrei-
tung des Festlandes im Untervalangin; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Karpatenflysch-Auf-
schiebung.
Furche wird überschritten (Abb. 5). In dieser Zeit sedimen- Zu betonen ist, daß das Klima im Valangin wesentlich
tierten dunkle, zuweilen dolomit-sideritische Tonsteine und wärmer und feuchter war als im Berrias.
Schluffsteine. Im südöstlichen Teil des polnischen Beckens
wurden diese Sedimente durch oft oolithe und organo-detriti-
sche Kalksteine und Mergel vertreten. Gegen Ende des
Ober-Valangin erfolgte in Westpolen eine kurzdauernde
Meeresregression sowie eine allgemeine Beckenverflachung.
Die Ammoniten der Gattungen Dichotomites, Polyptychites,
Neocraspedites, Saynoceras, Astieria, Bochianites, Leopoldia
und Neocomites beweisen eine andauernde Verbindung des
polnischen Beckens mit der Tethys sowie Einflüsse aus den Den Anfang des Ober-Hauterive kennzeichnet eine
mittelrussischen und anglo-germanischen Meeresbecken. erneute Beckenverflachung, Erosion am Beckenrand und
Im Unter-Hauterive sedimentierten allgemein dunkle,
tonigschluffige Ablagerungen mit der größten Ausdehnung
im Neokom. Das Übergreifen der Unter-Hauterive-Sedi-
mente beweist einen erneuten transgressiven Vorstoß. Am-
moniten der Gattung Endemoceras zeugen nunmehr für ei-
nen entscheidenden Einfluß aus dem anglo-germanischen
Meer.
UNTER VALANGIN - Polyptychites Schichten
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Abb. 4. Paläofazies-Typen des Polyptychites-Untervalangin. 1 = Tonsteine und sandige Schluffsteine;
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine teilweise mit Rhizoiden; 4 = kalkige Sandsteine;
5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige Verbreitung des Pobyptychites-Untervalangin; 7 = Gebiete der post-
kretazischen Erosion; 8 = primäre Land-Verbreitung; 9 = Verbreitung der Lithofaziesfelder; 10 = Kar-
patenflysch-Aufschiebung.
großer Antransport von Sandmaterial. Hier überwiegen
Sandsteine mit Einlagerungen von Oolith-Goethit-Chamo-
sit-Erzen.
Im jüngeren Ober-Hauterive ist eine Änderung der
Sedimentationsbedingungen zu beobachten; es bilden sich
dunkle tonig-schluffige Sedimente. Gegen das Ende des Hau-
terives steigt der Gehalt an terrigenem Material und örtlich
kommt es zu der Konzentration von Eisenoolitherzen. Ver-
einzelte Ammoniten der Gattung Simbirskites weisen auf
Meereseinflüsse aus Nordwesten, vom anglo-germanischen
Becken hin.
Das Klima war feuchter und wärmer als im Valangin.
Im Barr&me beginnt ein neuer Sedimentationszyklus der
Unterkreide (Abb. 2). Zu dieser Zeit entstehen Kaolınitsand-
steine mit Pflanzenresten. Dieses sandige Glied zeugt für eine
erhebliche Aussüßung und eine Einengung des Beckens. Das
Klıma war ım Barr&me weiterhin warm, jedoch trockener als
im Hauterive.
Das Apt wird durch tonig-schluffig-sandige Sedimente
mit Glaukonit gebildet, und zeigt eine erneute Meerestrans-
gression und Beckenvertiefung. Das warme Klima ist wieder
feuchter geworden.
Im Unter- und Mittel-Alb erweiterte sich die Meeres-
transgression. Es hatte sich eın seichtes Sedimentationsbek-
ken gebildet in dem glaukonitische Sandsteine abgesetzt wur-
den. Diese Bildungen greifen über alle älteren Glieder der Un-
terkreide hinweg.
Das Meeresbecken im Polnischen Flachland wies in der
Unterkreide eine expansive Entwicklung auf, die sich in der
jeweiligen übergreifenden Lagerung der jeweils stratigra-
phisch jüngeren Glieder ausprägt.
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Abb. 5. Paläofazies-Typen für die Zeitspanne Obervalangin-Hauterive. 1 = Tonsteine und Schluffsteine;
2 = tonig-schluffige Sandsteine; 3 = Sandsteine; 4 = Kalksteine; 5 = Ammoniten; 6 = gegenwärtige
Verbreitung des Obervalangin; 7 = gegenwärtige Verbreitung des Hauterive; 8 = Gebiet der postkretazi-
schen Erosion; 9 = primäre Land-Verbreitung im Hauterive; 10 = Verbreitung der Lithofaziesfelder;
11 = Karpatenflysch-Aufschiebung.
Text zur Arbeit MAREK
64
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65
ISSN 0373 — 9627
The Mid-Cretaceous transgression onto the Central Polish
Uplands (marginal part of the Central European Basin)
RYSZARD MARCINOWSKI & ANDRZE]J RADWANSKT*")
With 6 text figures, 8 plates and 1 table
ABSTRACT
The Central Polish Uplands belonged to the south-eastern
marginal parts of the Central European Basin during the
mid-Cretaceous transgression. The topography of the Kim-
merian tilted substrate controlled not only the transgressing
sea but also the extent of the shoreline and the paleoenviron-
ments of the mostly sublittoral successions. The transgressive
deposits from the Middle Albian eodentatus Subzone until
the Late Turonian /noceramus costellatus Zone reflect the
gradual filling of the basins and the effects of synsedimentary
movements: either regional block-faulting (Cracow Upland
in the southern part ofthe Polish Jura) or a continous uplift of
submarine swells (Polish Jura Swell, Annopol Swell). Four
pulses can be recognized within the mid-Cretaceous trans-
gressive sequence. None of them istruly regressive, butall are
particular episodes of one transgressive cycle. Abundant fau-
nas particularly in phosphatic beds allow paleobiogeographi-
cal and environmental conclusions with a special contribution
to the phosphorite beds of Annopol-on-Vistula. Boreal and
Tethyan affinities in the ammonite faunas are briefly discus-
sed with some remarks on the extents of the two bioprovin-
ces.
KURZFASSUNG
Das polnische Mittelgebirge gehörte zur Zeit der Mittel-
kreide-Transgression zum südöstlichen Randbereich des zen-
traleuropäischen Beckens. Die Topographie des jungkimme-
risch verstellten jurassischen Untergrundes kontrollierte
nicht nur den Ablauf der Transgression, sondern auch die
Entwicklung der Küstenlinien und die Abfolge der überwie-
gend sublitoralen Sedimentation. Die transgressiven Ablage-
rungen von der eodentatus Subzone des mittleren Albs an bis
zur Inoceramus costellatus Zone des obersten Turon spiegeln
die allmähliche Auffüllung der Becken und die Auswirkungen
der synsedimentären tektonischen Bewegungen wider: es
sind teils regionale Bruchtektonik (Krakauer Hügelland im
südlichen Teil des polnischen Jura), teils ein allmählicher Auf-
stieg submariner Schwellen (Polnische Jura Schwelle, Anno-
pol-Schwelle). Es sind vier Phasen innerhalb der Mittelkrei-
de-Transgression erkennbar; keine davon ist wirklich regres-
siv, sondern sie gehören einem transgressiven Zyklus an.
Die reichen Faunen aus den Phosporiten ermöglichen detail-
lierte Aussagen zur Ökologie und zur Genese der
Phosphoritvorkommen von Annopol/Weichsel. Anhand der
Ammonitenfaunen werden die paläobiogeographischen Be-
ziehungen zwischen borealer und Tethys-Faunenprovinz
und die Einflüsse beider Faunenprovinzen auf das zentraleu-
ropäische Becken diskutiert.
INTRODUCTION
The area of the Central Polish Uplands belongs to the
south-eastern marginal parts of the Central European Basın.
This marginal nature resulted from an elevated zone along the
northern outskirts of the Alpino-Carpathian geosyncline. In
*) R. MARCINOWSKI, A. RADWANSKI, Institute of Geology, Univer-
sity of Warsaw, Al. Zwirki-i-Wigury 93, PL-02-089 Warszawa,
Poland.
Poland this zone has commonly been regarded as a more or
less hypothetical meta-Carpathian arch. During Mesozoic
time it temporarily separated the Carpathian flysch geosyn-
cline from the epicontinental basins to the north. In the Early
Albian parts of the meta-Carpathian arch had been uplifted,
supplying coarse clastic material both to the south (towards
the Carpathian flysch geosyncline) and to the north (onto the
Central Poland Uplands area). The mid-Cretaceous trans-
66
gressive sequence has thus a primarily clastic character. It lies
with a stratigraphic gap on the pre-Albian land topography.
On the other hand, the morphology of the meta-Carpathian
arch mostly resulted from the New-Kimmerian epeirogene-
sis, which was responsible both for the tectonie tilt (in the
range of a few degrees) and the erosion of the Upper Jurassic
sequence completed by the Tithonian (Volgian) decline (Ku-
TEK & Zeıss 1974). Consequently the investigated mid-Creta-
ceous sequence, regardless the Neocomian sedimentary epi-
sode further to the north, rests upon eroded Oxfordian or
Kimmeridgian substrate in most of the Central Polish
Uplands area.
The mid-Cretaceous sequence exposed in many exposures
in the Central Polish Uplands embraced the time interval
from the Middle and Upper Albian to the Upper Turonian.
Its deposition took place within the paleogeographic frames
of the Central European Basin. It was basically controlled by
the geotectonic development and subsidence of the Danish-
Polish Trough to which the majority of the Polish territories
(except the Carpathian geosyncline) have belonged during the
post-Variscan (Alpine) tectogenic cycle.
GEOTECTONIC SETTING AND FORMATION
OF THE CENTRAL POLISH UPLANDS
The development of the Danish-Polish Trough started in
early post-Variscan time. Little is known of its Variscan sub-
strate which has been deeply subsided and covered by a
6-8 km thick series of deposits, and therefore it is rarely rea-
ched by boreholes. The trough itself was filled by a complete
sequence of Permian (mostly Zechstein) to uppermost Creta-
ceous deposits. The thickness is greatest along arather narrow
zone which signifies the axıs of the trough: Zechstein over
1000 m, Triassic over 2000 m, Jurassic over 2000 m, Lower
Cretaceous (Neocomian) over 500 m, and Middle and Upper
Cretaceous over 2000 m. The Danısh-Polish Trough - esta-
blished along the south-western margın of the Fenno-Sarma-
tian Shield (the East European Platform) - represents a peri-
cratonic zone of the aulacogen type (KuTEk & GLazek 1972;
Rapwanskı 1975; ZIEGLER 1975). Its sedimentary sequence
was mostly marine, and was laıd down under shallow sublıt-
toral and neritic conditions. The marine intervals were inter-
fingering with a few nonmarine series developed during the
regressive phases connected with the Old- and New-Kimme-
rian epeirogenesis. The latter resulted in termination of the
Upper Jurassic marine cycle with the Purbeck and Weald se-
ries.
The axis of the Danish-Polish Trough parallels the south-
western margin of the Fenno-Sarmatian Shield, and reflects a
zone of deeper fractures, supposedly of rift character, both ın
the Earth crust and in the upper mantle (GuUTERCH 1968,
1977). A tectonic uplift along this strongly subsiding axis took
place in the Maestrichtian (Laramide phase of the Alpine cyc-
le), resulting in the formation of the Mid-Polish Anticlino-
rium which divided the trough into the Szezecin-Lodz-Mie-
chow Synclinorium, and the Danish-Polish (Gdansk-Wars-
zawa-Lublin) Synclinorium, or Border Synclinorium (KuTEk
& Grazer 1972), for it borders the Fenno-Sarmatian Shield.
In this synclinorial zone, comprising the Danish Embayment
area sensu Larsen (1966), the regressive sea continued as late
as the Upper Danian (Hansen 1970); the stage is represented
by marine deposits in this zone, both in Denmark and in Po-
land. The elevated zone ofthe Mid-Polish Anticlinorium cor-
responds in Denmark to the Ringkobing-Fyn-High (LARsEN
1966; CHRISTENSEN 1976).
The direction of the axis of the Mid-Polish Anticlinorium
determines only the zone of maximum subsidence of the ba-
sin, whilst the facies distribution and paleogeographic trends
during the Mesozoic marine invasions were controlled by ala-
titudinal direction of the Central European Basin. This is cle-
arly shown by successive, eastwardly extending transgres-
sions of the Zechstein, Triassic (Röt-Muschelkalk), Lower
Jurassic (Pliensbachian and Lower Toarcian only), Middle
and Upper Jurassic, Neocomian (Valanginian and Hauteri-
vian), and finally of the Albian/Cenomanian till the Danıan.
The southward extent of some deposits seems to have been
controlled by that very direction, e. g. in Liassic alluvial or in-
tertidal series, Neocomian transgression, and (KUTER & GLA-
zek 1972, fig. 12) in the first stages of the Albian transgres-
sion.
The Holy Cross Mts belong also to the axial zone of the
Danish-Polish Trough. Their Variscan core has been exposed
by erosion which followed their maximal uplift. This latter
has been caused not only by the Laramide uplift of the Mid-
Polish Anticlinorium, — which was insufficient to expose the
Variscan series for at least ca. 3 km of Mesozoic deposits had
to be removed, — but also by another uplift, the circum-Car-
pathian one. The intersection of the two uplift zones resulted
in successive processes of elevation and degradation that fi-
nally led to the denudation of Paleozoic basement of the Holy
Cross Mts. The restored cross-sections through the Holy
Cross region during Mesozoic time (KuTEk & GLazEk 1972,
figs. 5 and 6) evidently show that neither a land nor a subma-
rine ridge existed at that time: the Variscan orogenic belt of
the Holy Cross Mts had strongly been subducted along the
Danish-Polish Trough.
The uplift of the circum-Carpathian zone at the northern
margin of the Fore-Carpathian Miocene Depression was an
isostatic response to the subsidence of the Depression. This
uplift is responsible for the formation of the Central Polish
Uplands, a hilly belt that repeats the outline of the Carpa-
thians and their foredeep (fig. 1). The zone of the Central Po-
lish Uplands embraces from the west successively: Upper Si-
lesia, Polish Jura (with Cracow Upland as its southernmost
part), Miechow Upland, Holy Cross Mts, and finally the Lu-
blin Upland situated at the eastern end of the zone.
Due to the Laramide uplift and the subsequent erosion, the
mid-Cretaceous transgressive deposits appeared atthe surface
along the Central Polish Uplands. The numerous exposures
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Fig. 1. Tectonic sketch-map of Poland (without Quaternary and continental Tertiary cover), to show
geotectonic setting ofthe Central Polish Uplands; areas of Cretaceous deposits under the Quaternary and
continental Tertiary cover are stippled; axial zones of the main Laramide tectonic units are indicated.
Within the Central Polish Uplands indicated are: US — Upper Silesia, PJ — Polish Jura; CU - Cracow
Upland (southernmost part of the Polish Jura); MU — Miechow Upland; ZHCM - Holy Cross Mountains;
LU - Lublin Upland.
Within the Fore-Carpathian Depression, its southern margin is delimited by the Carpathian overthursts,
whilst the northern margin is taken as the extent of shoreline of the Middle Miocene (Badenian) sea.
Broken lines labelled F-S Shield indicate a generalized outline of stable margins of the Fenno-Sarmatian
Shield (“Tornquist Line”), seismically recognizable within the basement of the Danish-Polish Trough.
Abbreviated are the names of localities discussed in the text: A - Annopol-on-Vistula; B — Biala Gora near
Tomaszow; C -Mt. Chelmowa near Przedborz; $ -Mt. Zajecza at Skotniki near Busko; Bs — Bystrzyca
near Lublin; Z — Lebork near Gdansk.
68
have been investigated for a long time (Samsonowiıcz 1925;
Marcımowskı 1974) and supplied rich and stratigraphically
important ammonites and belemnites (pls. 4-7), other inver-
tebrates (pl. 3) and vertebrates (pl. 8). All these fossils, often
obscured by phosphatization, allow to recognize the conden-
sed nature of the mid-Cretaceous sequence.
The Polish Jura and the Holy Cross Mts are the most re-
presentative regions. The other parts of the Central Polish
Uplands do not offer sufficient informations about the mid-
Cretaceous events: Upper Silesia has been stripped of the Cre-
taceous cover; Miechow Upland belongs to the synclinorial
zone (Szczecin-Lodz-Miechow Synclinorium) with Upper
Cretaceous deposits still at the surface, just as well as the Lu-
blin Upland (Border Synclinorium), except of its western-
most tips (the famous exposures at Annopol-on-Vistula)
which are included into the following description of the Holy
Cross area.
The stratigraphic subdivision of the investigated mid-Cre-
taceous transgressive sequence is based on ammonites and
inoceramids (table 1; Marcınowskı 1974, 1975, 1980). This
sequence ends with the /noceramus costellatus Zone, the up-
per boundary of which is regarded as identical with that of the
Turonian. The /noceramus schloenbachi Zone is included
into the Coniacıan (SEIBERTZ 1979; Naıpın 1981).
The mid-Cretaceous of the other parts of the Danish-Polish
Trough, north of the Central Polish Uplands, is known only
by boreholes. The transgressive deposits are developed in a
more or less similar array (Cıesunskı 1976), although the
thickness of deposits is generally greater, especially along the
axial zone of the trough (KuTEk & GLazek 1972; CiEsLinski
1976).
POLISH
The Polish Jura shows the mid-Cretaceous transgressive
sequence (Marcmowskı 1970, 1972, 1974; GLAZEK, MARCI-
NOWskI & WIERZBOWSKI 1971; MARCINOWSKI & SZULCZEWSKI
1972; MAaRcImowsKı & WIERZBOWSKI 1975; MARCINOWSKI &
Rapwanskı 1979) accessible either in natural exposures (pl. 1)
or in numerous quarries (Upper Jurassic limestones) and
sand-pits (pl. 2, fig. 1-3). The sequence is generally thinning
and wedging out to the south (fig. 4) and has its maximum ın
the north.
The Upper (possibly including uppermost Middle Albian)
Albian deposits are composed of non calcareous, glauconitic
sands, locally cross-bedded (pl. 2, fig. 2a-2b), which contain
lenticular or irregular bodies of siliceous and quartzitic sand-
stones with a specific bivalve fauna: /noceramus concentricus
Parkınson, I. anglicus Woops, I. anglicus-crippsi m. f., and
Aucellina gryphaeoides (SOwERBY). The thickness varies from
50-40 m to 0 dependent upon the topography of the underly-
ing Upper Jurassic (figs. 2-4). The latter are mostly massive,
butten limestones in which the New-Kimmerian tilt is not
discernible.
The Cenomanian is developed as marly sands and sandsto-
nes in the northern region, and coarse-grained sands or gra-
velstones in the south. In both cases, it usually contains rich
assemblages of diverse fossils, glauconite, and phosphatic no-
dules. In the southern region (Cracow Upland) it often rests
Inoceramus costellatus
Inoceramus lamarcki
Inoceramus labiatus
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Sciponoceras gracile
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Eucalycoceras pentagonum
Acanthoceras jukesbrownei
Turrilites acutus
Turrilites costatus
Mantelliceras ex gr. dixoni
=
<
H
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Pe
=s
[e)
1
A
o
Mantelliceras saxbii
Neostlingoceras carcitanense
Stoliczkaia dispar
Mortoniceras inflatum
Euhoplites lautus
Euhoplites loricatus
Hoplites dentatus
Table 1. Stratigraphic subdivision of the mid-Cretaceous transgres-
sive sequence in the Central Polish Uplands.
JURA
with abrasion surfaces directly upon the Upper Jurassic; the
Jurassic limestones are bored by various rock-borers, the
marls are sculptured by gregarious burrowers (GLAZEK, MAR-
CINOWSKI && WIERZBOWSKI 1971; MARCINOWSKI & WIERZBOWSKI
1975). The thickness reaches 2 m, whereas in the north it ran-
ges from 3 to 9 m. The rich ammonite fauna that comprises
i. a. Sciponoceras bacnloide (MantzıL), Hypoturrilites gra-
vesianus (D’OrsıcnYy), H. tuberculatus (Bosc), Mariella le-
wesiensis (SPAarH), Turrilites costatnus LAMARCK, T. acutus
Passy, Scaphites obliquus (SOwERBY) 5. equalis SOWERBY,
Hyphoplites campichei Srarh, H. falcatus (MANnTELL),
Schloenbachia varıans (SOWERBY), $. conpei (BRONGNIART),
S. cf. lymense (Spark), Mantelliceras tuberculatum (Man-
TELL), M. saxbii (SHARPE), M. ex gr. dixoni SpatH, Calycoce-
ras aff. lotzei WırDmann, Acanthoceras sp., evidences the
whole Cenomanian. Its strong condensation, apart from the
often mixed faunas, obscures the zonal boundaries in some
sections. All fossils are more or less phosphatized, especially
the ammonites, whilst the non-ammonite fauna (Marcı-
nowskı 1974; MaczynskA 1977) ıs often also glauconitized. In
the less condensed sections, ıt has been shown that Actinoca-
max primus ARKHANGELSKY and A. plenus (BLAINVILLE) coe-
xistin one bed (unit 2c, Granow; see fig. 3), obviously below
the first occurrence of /noceramus labiatus SCHLOTHEIM
(Marcımowskı 1972, 1974).
69
“....o..s, eK
(& 3)
III
Fig. 2. Diagrammatic section of the mid-Cretaceous transgressive sequence near Mokrzesz in the Polish
Jura (cf. fig. 4), to show overlapping of particular members and their relation to the Upper Jurassic substrate
(Oxfordian butten limestones, Jzw,): Ka +23 - uppermost Middle or Upper Albian; Ka; - Upper Albian;
Kcı_2/&37 - Lower and Middle, locally also Upper Cenomanian; Kc3 -— Upper Cenomanian; Kt, — Lower
Turonian.
1 -sandstones; 2 - sands; 3 — gravels; 4 gaizes; 5 — layered limestones; 6 — phosphatic nodules; 7 — bur-
rows Ophiomorpha nodosa LUNDGREN.
Atthe Cenomanian/Turonian boundary a synsedimentary
block-faulting caused (particularly in the Cracow Upland)
depressing or uplifting of particular regions. The changes in
seafloor topography and associated disturbances in sedimen-
tation lasted until the tectonic lull at the Late Turonian
(fig. 4).
The subdivision of the Turonian sequence is tripartite: the
Lower Turonian comprises the /. labiatus Zone, the Middle
— the /. lamarcki and the Upper the /. costellatus Zones. In
the northern region, it continues from the Cenomanian and is
developed as limestones (1.5-2.7 m thick), sandy at their
base. In the Cracow Upland, sandy or pebbly limestones
(0-11 m) either truncate the older mid-Cretaceous deposits,
or encroach directly on the Upper Jurassic (fig. 4). Atthe top
of the sequence, a hardground, locally associated with
stromatolites, indicates a high-energy, shallow subtidal envi-
ronment (MARCINOWwsKI & SZULCZEWSKI 1972). A regional hia-
tus, resulting from submarine non-deposition above the
hardground and/or stromatolites, ranges from the Upper Tu-
ronian to the Lower Campanian in the north, and the upper-
most Turonian to the Santonian at the city of Cracow itself.
The basal Santonian deposits are sandy glauconitic marlstones
(marly greensand) with small phosphatic nodules and a diver-
sified fauna.
The area of the Polish Jura is thought to have been a subma-
rine swell during the mid-Cretaceous transgression (MARCı-
nowskı 1974) due to the presence of stratigraphic gaps, abra-
sion and condensation phenomena. It was caused by Subher-
cynıan tectonic movements which are responsible for an uplift
of this area during Middle and early Upper Cretaceous time.
This swell, called here the Polish Jura Swell, was more or
less parallel to the axial zone of the Danish-Polish Trough.
The Polish Jura Swell was separating the Miechow and the
Holy Cross areas to the east from the Opole area in the Sude-
Sucha Glanöw Wielkanoc
ul
= I. lamarcki Zone 4 E
= es
er 0 -
> Pe
I
DIPIEIREEURFARSISIIIE
z I
|
= SIUFBLSITL DATE
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l
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I
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I
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=) 3]
ı 2k:: me
im
BERELNEN ol__2km ESS
Fig. 3. Relation of the mid-Cretaceous transgressive sequence to
the Upper Jurassic substrate (butten — J3w, or platy limestones —
Jswp; numbers of beds the same as in MARCINOWSKI 1974) near Gla-
now (cf. fig. 4 and pl. 1A-D) and neighbouring locality Sucha (cf.
pl. 2, Figs. 2a-b) in the Polish Jura.
1 -sands with sandstone lenses, locally cross-bedded; 2 - sandy gra-
velstones; 3 — marly sandstones; # — limestones.
tic Foreland to the west. Beginning during the Cenomanian,
the subsidence ofthe Holy Cross area (KUTEK & GLAZEK 1972;
HAKENBERG 1978), and the Opole area (ALEXANDROWICZ &
Rapwan 1973), was remarkably stronger, than along the swell
and resulted in increasing thicknesses of deposits (fig. 5). This
stronger subsidence was presumably compensated by an al-
most persistent uplift of the swell, which during Upper Turo-
nıan to Santonian time became the most elevated zone within
the southern margins of the Central European Basın in Po-
land.
OLISH
-7alesice
__,5ea level
Poreba
Dzierzna
To the Polish Jura Swell probably the Upper Silesia region
or at least its eastern parts belonged during the discussed Up-
per Cretaceous time. Its Middle and Upper Cretaceous cover
has completely been removed by the post-Laramide erosion.
The only present-day remnants are all situated further to the
west, within the subsiding zone of the Opole and Glubezyce
(Leobschütz) areas (ROFMER 1870; ALEXxANDROWICZ & Ran-
wan 1973).
JURA
D Upper Turonian (late Inoceramus costellatus age)
N)
[eb]
N
re
ne
je)
=
CRACOW UPLAND
—-Wolbrom
-Glandw
-Korzkiew
-Cracow
F Cenomanian/Turonian Junction
|
_ sea level
B late Middle Cenomanian
I
—_ Sea level
Ne ee
A late Upper Albian
)
|
sea level
EST DET Ir TEE SIE HESERESEI FIHEEEFTE
Ei
0 Aükm
Fig. 4. Idealized successive stages (A-D) of development ofthe mid-Cretaceous transgressive sequence in
the Polish Jura (lithology the same as in figs. 2-3).
Opole
SANTONIAN (N data)
71
Polish Jura
Swell on
Cross Mts
SW margin
Ä
N
CONACIAN
TURONIAN
CENOMANIAN -— i
ur —
%
UPPER ALBIAN ==
[no deposits?_ — ——
1 EH By Hy
Fig. 5. Comparative diagram of subsidence and uplift during the successive mid-Cretaceous und Upper
Cretaceous stages in the Polish Jura Swell and adjacent regions of Opole and of the Holy Cross Mts (cf.
fig. 1); detailed explanation in the text.
1 — sands and sandstones; 2 — limestones and marls; 3 — spongiolites and gaizes; # — siliceous marls.
HOLY CROSS MOUNTAINS
In the Holy Cross Mts, the mid-Cretaceous transgressive
sequence is locally exposed along the so-called Mesozoic
margins of the Paleozoic core. Maximum thickness oceurs in
the north-western region, where it rests upon the deposits of
the short-lasting Neocomian trangression (Berriasian till
Hauterivian). There it begins with athick series (upto 140 m)
of unfossiliferous, kaolinitic sands (the Biala-Gora Sands) de-
posited under shallow subtidal conditions (MArcınowsKı &
Rupowskı 1980). These sands continue to the north within the
Szezecin-Lodz Synclinorium as far as the city of Lodz (Sam-
sonowıcz 1948). To the south, the sands or their upper part at
least, laterally pass into limonitic sands and sandstones, lo-
cally (at Mt. Chelmowa near Przedborz) containing moulds
of large ammonites, Anahoplites ssp., Callihoplites patella
SPATH, C. auritus (SOwERBY), C. varıabılıs SparH, Mortoni-
ceras inflatum (SOWERBY), M. pricei SpatH, indicative of the
low-Upper Albian aurıtus Subzone of the Mortoniceras ın-
flatum Zone (CHLEBOWSKI, HAKENBERG & MARCINOWSKI
1978).
Further to the south along the south-western Mesozoic
margin, the thickness of ?Middle and Upper Albian sandy de-
posits gradually decreases, and finally they vanish completely
(HARENBERG 1969, 1978). On the other hand, the gaizes with
Neohibolitesminimus (MiLLEr) and (20 m above) with N. ul-
timus (D’ORB.) (see SPAETH 1971 for taxonomy), which overlie
the Biala-Gora Sands, change in this direction into glauconitie
sands or friable sandstones with detritus of inoceramid shells,
small phosphatic nodules, and (Rapwanskı 1968, 1969b) nu-
merous shark teeth associated with those of reptiles.
The southernmost exposure alongthat zone, just within the
shorezone of the Fore-Carpathian Depression, viz. Mt. Za-
B1
E23
UPPER
zZ
Se Beyer
zZ
& EEE 1% l. labiatus Zone
F EN 2
j=./::] & E.pentagonum 8. gracile Zones
z Syevasyas = Lacuna ?A. jukesbrownei Zone
z BE ” T.acutus
a 5
= LEN T:costallıs Zones condensed
° ZZ 9 _M.gr. dixoni \
z M.saxbii fauna mixed
wu h
o B/m:/ »/ © N. carcitanense
BEE
z
<
[e*)
—
<
[4
w
a
je
>)
o
data (ammonites or inoce-
zZ ramids)
<< A local lithostratigraphic
Br 2-8 units of Cieslinski (1959)
= As S. dispar Zone
M. inflatum Zone
br E. lautus Zone
= As-7} E- loricatus Zone
oO 1m H. dentatus Zone (Iyelli 8
= spathi Subzones)
=
A H. dentatus Zone (eodenta-
2-4
tus Subzone)
JURASSIC
(KIMMERIDGIAN)
HHa
5 v6
Fig. 6. Detailed section of the mid-Cretaceous transgressive se-
quence at Annopol-on-Vistula in the Holy Cross sedimentary area.
1 -sands; 2 — quartzitic sandstones; 3 - sandy glauconitic marls; # —
limestones; 5 — phosphatic nodules and phosphorites; 6 — hard-
grounds.
jecza at Skotniki near Busko shows (Rapwanskı 1969a) hea-
vily glauconitic sandstones, pebbly and more compact at the
bottom, which rest upon a fissured and locally glauconitized
abrasion surface cutting Kimmeridgian limestones. In this ex-
posure the New-Kimmerian angular unconformity is well vi-
sible (pl. 2, fig. 4). This is the only outcrop in which the re-
gional tilting is recognizable. The glauconitic sands (about
1.5 m) containing commonly Neobhibolites ultimus (D’Ore.)
and ubiquitous fish bones and teeth (Rapwanskı 1968), pass
upwardly into white, chalky siliceous marls with flintstone
bands of Turonian age.
The New-Kimmerian regional tilting within the south-we-
stern Mesozoic margins of the Holy Cross Mts and subse-
quent erosion resulted in a truncation of the Upper Jurassic
(Kimmeridgian-Tithonian) substrate. It remained more ele-
vated to the south, and consequently, in the overlapping of
successive deposits of the mid-Cretaceous cycle. Within the
exposures no details of land topography have been recogni-
zed. On the other hand, the mid-Cretaceous sedimentation
has not been disturbed either by synsedimentary tectonics
and/or sedimentary gaps.
Along the north-eastern Mesozoic margins of the Holy
Cross Mts, the mid-Cretaceous sandy deposits are distributed
more uniformly, slightly thinning to the south, but contai-
ning Middle/Upper Albian and Cenomanian ammonites
(Cıesınskı 1959, 1976; Marcınowskı 1980).
The famous locality Annopol-on-Vistula belongs to this
sedimentary area (see Samsonowıcz 1925, 1934; CiEsLinsk1
1959, 1976; Marcınowskı 1980). The sections are well expo-
sed along both Vistula embankments, and in an underground
mine (now abandoned, with poor phosphatic ore). They indi-
cate a brachyanticline of Annopol which - situated on the
right edge of the Vistula - lies geographically in the Lublin
Upland.
At Annopol-on-Vistula Mid-Albıan to Lower Turonian
sandy or marly-sandy deposits are exposed (fig. 6), evidently
condensed in relation to those outside the Annopol anticline
(Cıesumskı 1976). The poorly glauconitic Albian sands rest
upon Kimmeridgian limestones, and are overlain by locally
quartzitic sandstones, (unit As, fig. 6), with Hoplites (Ischo-
plites) sp. (= Anahoplites cf. praecox SpatH of CiEsLinskı,
1959) indicative of the eodentatus Subzone of the Hoplites
dentatus Zone (Owen 1971). The sands are capped by the
phosphorite bed; it is about 40 cm in average, but locally ran-
ging from nil to some 90 cm, and composed of irregular
phosphatic lumps, usually larger and cemented into coke-like
bodies in the lower part of this sandy bed (unit As „, fig. 6),
and smaller and dispersed in more marly and glauconitic ma-
trix in the upper part (unit As, fig. 6).
The nature of these phosphorites is similar to that of intra-
formational breccias: a laminated phosphatic sediment, pos-
sibly concretionary in parts, has been crushed into pieces or
lumps and has been reworked by hydrodynamic agents, and
mixed up with abundant organic remains, pieces of com-
monly bored wood and diverse invertebrates, associated with
bony material of fishes and reptiles (Samsonowıcz 1925, 1934;
Cıesuinskı 1959; Rapwanskı 1968; Corins 1969). All these
fossils are more or less phosphatized, some of the worn, glau-
conitized or encrusted by various epizoans, mostly serpulids;
they occur either within the phosphatic lumps or among
them. Reworking and redeposition, recognizable also in am-
monite moulds (Samsonowicz 1925), evidence the condensa-
tion that comprises the ammonite zones of almost the whole
Middle and the lower part of the Upper Albian (fig. 6). The
ammonite assemblage (Cıesinskı 1959; MArcINOWwsKI 1980),
73
regardless the species previously listed (Samsonowıcz 1925,
1934) butnever described or illustrated and now lost, contains
Hoplites dentatus dentatus (Sow.), H. dentatus robustus
SpatH, H. escragnolensis Spath, H. latesulcatus SPAarH,
H. vectensis SpatH, Anahoplites cf. fittoni (D’ARCHIAC),
Euhoplites cf. ochetonatus (SEELEY), E. cf. boloniensis
SPATH, and Mortoniceras cf. inflatum (Sow.). The species
Stoliczkaia cf. notha (SEELEY) reported by CıesLinskı (1959)
from the upper part of the phosphatic bed (unit A ,, fig. 6)
evidences the topmost zone of the Upper Albian.
Overlying the Middle to Upper Albian phosphorites are
Cenomanian sandy glauconitic marls, still containing pho-
sphatic bodies and diverse, more or less phosphatized fossils.
Mariella cenomanensis (SCHLUTER), M. essenensis (GEINITZ),
Turrilites costatus Lamarck, Neostlingoceras carcitanense
(MATHERON), Mantelliceras (MANTELL),
M. saxbıi (SHARPE), (SOWERBY),
S. conpei (BRONGNIART), and Calycoceras gentoni (Bron-
GNIART) indicate the condensed nature of the deposits (about
1.8 m) representing the whole Lower and part of the Middle
Cenomanian (MArcınowskı 1980). In their upper part about
1.7-1.8 m above the Albian/Cenomanian boundary, a bank
of larger phosphatic concretions developed. Most of the con-
cretions are gradually harder towards their tops, atthe level of
which they are flattened and glauconitized, displaying the na-
ture of the hardground. A stratigraphic gap atthe hardground
comprises probably the whole Acanthoceras jukesbrownei
Zone. The Upper Cenomanian deposits (about 0.5 m) with
Schloenbachia lymensis SparH and Actinocamax plenus
(BLAINVILLE) continue into those of the Lower Turonian /no-
ceramus labiatus Zone. The latter is also condensed (0.6 m),
in its lower part truncated by another hardground. The facies
changes into limestones just above the hardground; this ter-
minates the development of the mid-Cretaceous transgressive
sequence.
tuberculatum
Schloenbachia varians
DEVELOPMENT OF THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE
The mid-Cretaceous transgression overwhelmed the Cen-
tral Polish Uplands quickly but not violently. The land mor-
phology of the Upper Jurassic substrate has been preserved
therefore, and not destroyed by progressing abrasion. The
weathered waste probably has been completely removed
prior to the transgression; its remains, mostly the flint nodu-
les from the Oxfordian butten limestones, have been entrap-
ped locally within depressions. Some of them (e. g. near
Mokrzesz, fig. 2), might have reflected the karst morphology
ofthe butten limestones. The allochthonous quartz sands, not-
withstanding their local cross-bedding, indicate an uniform
sedimentation throughout the larger parts of the Polish Jura
and northern parts of the Holy Cross region. Deposition of
sand bodies was gradually embracing higher and higher parts
of the substratal elevations, and filling up particular depres-
sions (fig. 4). The sequence of sandy deposits is thought to
represent an one-cycle filling of the land morphology inunda-
ted during the first attack of the mid-Cretaceous transgres-
sion. The sequence is terminated either by layers containing
Ophiomorpha nodosa LunDGrEn burrows (fig. 2) attributa-
ble to the inter- and shallow subtidal (WEIMEr & Hovr 1964;
Rapwanskı 1970), or by widespread erosive channels (pl. 2,
fig. 2a-2b) comparable to those formed at present time under
shallow subtidal or even intertidal conditions. The discussed
part of the basin became then filled by sediments almost to
sea level.
The time of the transgression is generally regarded as
Middle Albian. It is recognized precisely at Annopol-on-Vi-
stula only, where the eodentatus Subzone of the Hoplites
dentatus Zone is evidenced. Arbitrarily, the underlying
poorly glauconitic sands are also included into that zone. In
the Polish Jura an inoceramid fauna with /noceramus concen-
tricus, I. anglicus and I. anglicus-crippsi is indicative of Up-
per Albian age, near the Albian/Cenomanian boundary. This
inoceramid fauna appears in the upper part of the sands. The
lower part of the sands is therefore arbitrarily included into
the same time interval, with a possible extent down to the up-
permost Middle Albian or even to the Hoplites dentatus
Zone. When appears that the Polish Jura deposition is not so
old, it will be consequently evident that the mid-Cretaceous
74
transgression has reached the north-eastern Holy Cross re-
gion earlier than that of the Polish Jura. In such a way, the
subsidence along the axial zone of the Danish-Polish Trough
should be postulated as a factor which could control the first
advance of the mid-Cretaceous transgression.
A poor fauna in Upper Albian sandy deposits of the Polish
Jura, represented by inoceramids and siliceous sponges
(Marcınowskı 1974; MALEcKI 1979) seems to be diagenetically
devoid of any aragonitic and thin-shelled calcitic remains. A
diversified life at that time however ıs indicated by moulds of
rock-borers of many taxonomic groups preserved in siliceous
concretions. Their calcareous cores have been dissolved du-
ring diagenesis (Marcınowskı 1974, pl. 17, fig. 9).
A comparably rich fauna from Annopol-on-Vistula resi-
sted dissolution due to its earlier, more or less advanced phos-
phatization. The phosphorites themselves indicate strongly
activity of hydrodynamic agents and both sedimentary and
stratigraphic condensation. It was commonly postulated that
the Annopol area (later the Laramide anticline of Annopol)
was rising and forming a submarine high, the Annopol
Swell (the Vistula Threshold of Cıesumskı 1976), which be-
came responsible for sedimentary disturbances and formation
of the phosphorites already at the first stages of the mid-Cre-
taceous transgression.
The further extent of the mid-Cretaceous transgression is
generally regarded as a result of further advance ofthe sea over
the European continent. In the marginal parts of the Central
European Basin it might have been caused, also by a rise of
waters expelled from the basinal frames by the bulk of Upper
Albıan sediments deposited within these frames. In any case,
the Cenomanian shallow marine sedimentation was very
slow, with noticeable signs of further condensation associated
with phosphatization, glauconitization, and reworking
(figs. 3 and 6). All these processes refer to the Lower and toa
part or to the whole Middle Cenomanian. In the best known
section at Annopol-on-Vistula, these processes resulted in the
formation of a hardground followed by a hiatus probably cor-
responding to the Acanthoceras jukesbrownei Zone (fig. 6).
In the Polish Jura, especially in the Cracow Upland, the al-
lochthonous clastic material became coarser and sandy gravel-
stones appeared either above the Albian sands (pl. 2, fig. 1) or
directly upon the Upper Jurassic substrate (pl. LA-D).
The Upper Cenomanian deposits were laid down under
shallow marine conditions, indicated by burrows Ophiomor-
pha nodosa LUNDGREN, present throughout some sections
(fig. 2). In other sections this time interval is represented by
gravelstones (fig. 3 and pl. LA-D) or sands. None of these
deposits gives evidence for a deepening of marine basins reco-
gnized (Hart & TarıınG, 1974) in the panglobal scale. It
seems that this panglobal phenomenon did not affect the mar-
ginal parts of the Central European Basin, presumably resul-
ting by a first tectonic uplift within the Polish Jura basement
(fig. 5).
Allthe Upper Cenomanian deposits record either a consi-
derable decrease or an almost total absence of macrofossils
(Marcınowskı 1980). This panglobal phenomenon, observed
in North America and during deep-sea drilling in the North
Atlantıc and the Pacific, ıs referred (HART & Tarııng 1974) to
the above-mentioned deepening of Late Cenomanian basins
which effected a change in phytoplanktic productivity and
calcium carbonate deposition after the mid-Cenomanian
non-deposition. However, because this panglobal event has
neither influenced the investigated region nor some others
from epicontinental areas outside the Central European Ba-
sin, it was claimed (MAarcınowskı 1980) that another reason
should be taken into account when discussing the obvious de-
crease of macrofossils. This may be a greater supply of diverse
chemical compounds, both organic and anorganic, to the se-
dimentary basıns from hinterlands and connected with the
progressing transgression which reaches its maximum during
the early Turonian (Hancock 1975; Rawson & al. 1978;
Hancock & Kaurrman 1979). Such a supply could probably
induce a temporary change in water chemistry of epicontinen-
tal seas, detrimental to some organisms which, in turn, could
disturb the trophic chains and cause arapıd decrease in macro-
faunal density (Marcınowskı 1980).
At the Cenomanıan/Turonian boundary, the conditions
within the Central Polish Uplands were locally disturbed by
further Subhercynian tectonic activities. The movements be-
came intense especially within the Cracow Upland (fig. 4),
and the tectonic unrest lasted until the Santonian. In the Cra-
cow Upland it primarily resulted in a repeated abrasion of ol-
der mid-Cretaceous deposits, and consequently either in the
formation of an abrasion surface within Turonian deposits
(ALzxanprowıcz 1954), or in deposition of thin Turonian
strata directly upon the Upper Jurassic substrate within some
of the tectonic blocks (fig. 4 and pl. 2, fig. 3).
In the northern part of the Polish Jura the tectonic unrest
resulted in discontinuities associated with small neptunian
dykes or with stromatolites within the /noceramus lamarcki
and /noceramus costellatus Zones (MARCINOWwSKI & SZULC-
zewsKkı 1972; MAarcınowskı 1974), the top of which is often a
hardground. Overlying marls of Santonıan or Lower Cam-
panıan age prove a remarkably longlasting period of subma-
rine non-deposition which presumably correspond to tecto-
nic lull ofthe whole area of the Polish Jura. In the Holy Cross
sedimentary area tectonic unrest is recognizable only within
the /noceramus labiatus Zone: the overlying deposits display
greater thicknesses and a continuous sedimentation until the
top of the Upper Cretaceous sequence (Pozaryskı 1938). The
only hitherto recognized disturbance appears in the Lower
Santonian Actinocamax westfalico-granulatus Zone when the
siliceous marls became glauconitic with small phosphatic no-
dules (level e of Pozaryskı 1938), and submarine slumping
developed (Rapwanskı 1960). These both features are thought
to be the distant effects of much greater disturbances within
the Polish Jura Swell.
75
AMMONITE BIOGEOGRAPHY
The ammonite faunas of the mid-Cretaceous transgressive
sequence are autochthonous in all the investigated sections of
the Central Polish Uplands. Any significant transportation of
shells is denied by their state of preservation even in areas
showing a considerable stratigraphic condensation (Jazwiny,
Mokrzesz, Glanow) or combined with evident reworking
(e. g., Annopol-on-Vistula). Since a far-distant post mor-
tem drift can be excluded, it is apparent that the recognized
ammonites display their biogeographical provenances.
The relatively poor Middle and Upper Albian ammonite as-
semblage from the condensed deposits of Annopol-on-Vi-
stula as well as the Upper Albian assemblage from Mt. Chel-
mowa near Przedborz are dominated by representatives ofthe
family Hoplitidae. Thus their affinities to the Boreal Hoplitid
Faunal Province is obvious. It is noteworthy that within the
Middle and low-Upper Albian condensed deposits of the
high-tatric zone in the Tatra Mts (PAssenDorFER 1930) the ab-
undant representatives of Phylloceratidae, Lytoceratidae,
Gaudryceratidae, and Desmoceratidae, are associated with
fairly common Hoplitidae. The Boreal influences were sprea-
ding far into the Tethyan realm extending south of the Central
Polish Uplands areas.
All the invastigated Lower to Middle Cenomanıan ammo-
nite assemblages of the Central Polish Uplands are more or
less uniform. They are dominated by representatives of the
boreal genus Schloenbachia associated with heteromorphs.
They are indicative of nearshore to offshore environments of
moderate depths; the life habitats are comparable to those oc-
cupied by the ammonite groups A and B of TanasE & al.
(1978, fig. 10; Marcmowskı 1980; 311-312).
The boreal nature of the Albian-Cenomanian ammonite
faunas is recognizable also for the Sub-Hercynian Basın in
Germany, and for Podolia, Southwestern Crimea Highland,
Dagestan Caucasus, Mangyshlak and Kopet-Dag in the So-
viet Union (MArcmowskı 1980). Boreal affınities are moreo-
ver displayed by aLower Cenomanian ammonite fauna from
Esfahan in Iran (Kenneoy & al. 1979). Consequently it is con-
cluded that at Early to Middle Cenomanian times the sout-
hern boundaries of the Boreal Realm were extended to the
south as far as the Zagros tectonic line which makes up the
northeastern limit of the Arabian Platform (Kennepy & al.
1979; Marcınowskı 1980). Contrary the Tethyan influence
into the Central European Basin were surprisingly weaker at
these times (Samsonowıcz 1925; Marcınowskı 1974).
COMPARATIVE REMARKS ON THE TRANSGRESSIVE SEQUENCE
The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Central
Polish Uplands is generally regarded as confined to the mar-
ginal parts of the Central European Basin. The geotectonic
structure and their topography controlled the development of
the transgressive sequence both in the terms of paleogeogra-
phical limits of the marine invasion, source of supply of clastic
material, as well as of synsedimentary tectonics. The sequence
is therefore not unique. It bears some evident resemblances to
those formed in other regions under similar geotectonic con-
ditions either within the frames ofthe Central European Basın
or outside. Within the frames of the Central European Basin
such conditions existed for instance in the Rhenish Massif in
Germany, or in the island of Bornholm in Denmark. Outside
these frames they are recognizable in Podolia in the Soviet
Union, or in the Tatra Mountains in southernmost Poland
and adjacent parts of Czechoslovakia. On the other hand
marginal parts of the Central European Basin which under-
wenta different geotectonic evolution, — even if situated near
the Central Polish Uplands (e. g. the Sudetes)—- show a diffe-
rent pattern of the mid-Cretaceous events. All these regions
will shortly be discussed and compared in the following re-
view.
RHENISH MASSIF
The mid-Cretaceous transgressive sequence of the Rhenish
Massif (southern flank of the Münster basin) comprises Ce-
nomanian clastic deposits, overlapping the Albian of the
Münster basin and encroaching onto the Variscan substrate
(Hancock, Kennepy & Kraumann 1972). This is the classical
area where the mid-Cretaceous littoral structures have firstly
been recognized by Kanrs (1927). The sequence is highly
condensed, with the Middle Cenomanian probably missing.
It yields excellently preserved faunas in protected pockets of
the substrate, e. g. the famous fauna of Kassenberg at Mül-
heim-Broich (Kanrs 1927 ; Hancock, KENNEDY & KLAUMANN
1972; WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). The rich ammonite as-
semblage shows some unique taphonomic (abundant juveni-
les), paleogeographic (Indo-Madagascan species) and phylo-
genic (occurrence of Lewesiceras) recognitions (WIEDMANN &
SCHNEIDER 1979).
ISLAND OF BORNHOLM
The mid-Cretaceous transgressive sequence of Bornholm
begins with the Cenomanian basal conglomerate. It has been
studied with regard to its transgressive/regressive cycles and
its faunal content (Ravn & STOLLEY; for review see: BIRKELUND
1957; Marcınowskı 1974; 204-205; CHRISTENSEN 1976; KEn-
NEDY, HANCOCK & CHRISTENSEN 1981).
The Lower Cenomanian basal conglomerate contains
phosphatic nodules with reworked Lower and Middle Albian
ammonites indicative of earlier transgressive pulses; it conti-
nues into the Arnager Greensand of Middle Cenomanian age
(KENNEDY, HANcock & CHRISTENSEN 1981). Successive in the
sequence, but with a sedimentary gap and with phosphatic
conglomerates at the bottom is the Arnager Limestone, re-
76
cently recognized as Upper Coniacian. Overlying with anot-
her sedimentary gap follows the Bavnodde Greensand of Lo-
wer Santonıan age (BirkELunD 1957).
This sequence shows a great resemblance to that ofthe Cra-
cow Upland (Cenomanian basal conglomerates, fragmentary
carbonate sedimentation of Turonian or Coniacian age, San-
tonian greensand) and that of Annopol-on-Vistula (reworked
Albian fauna). The difference mostly consists in a greater
thickness of the Bornholm sequence, although the island lies
within the outer zone of the Border Synclinorium and thus
reaches the margins of the Fenno-Sarmatian Shield (ZiEGLER
1975, KENNEDY, HANCocK & CHRISTENSEN 1981). Possibly the
block-faulting tectonics along the margins of the Fenno-Sar-
matıan Shield have been responsible for this stronger subsi-
dence (KEnn£DY, HANcCocK & CHRISTENSEN 1981; 210). Any-
way, it is noteworthy that the mid-Cretaceous transgression
entered the Bornholm area earlier (Lower Albian) than any
part of the Central Polish Uplands.
PODOLIA
The region of Podolia in the Ukraine lies already on the
Fenno-Sarmatian Shield, far outside the areas embraced by
the Danish-Polish Trough. Nevertheless its mid-Cretaceous
transgressive sequence (Albian deposits in local depressions,
Cenomanian-Turonian overlapping clastics and carbonates)
is of the same kind as that within the Central European Basın.
The mid-Cretaceous transgression presumably encroached
from the basin to the east onto the stable, cratonic substrate
which became inudated by an epicontinental sea.
The mid-Cretaceous transgressive sequence, first studied
by KokoszynskA (1931), has recently been revised (Marcı-
nowskı 1974: 203-204; 1980: 226-227). It starts, in the classı-
cal section of Podzameczek with a greensand layer overlain by
a few metres of glauconitic marlstones containing phosphatic
nodules and rich faunas. The ammonite assemblage is domi-
nated by schloenbachids (pls. 6-7). It is of amixed nature and
indicates condensations throughout the Cenomanian; con-
densed are also overlying limestones with scarce phosphatic
nodules which contain a mixed fauna of Cenomanian and Tu-
ronian age (PASTERNAK & GAVvRILISHIN 1977).
TATRA MOUNTAINS
Within the Carpathian geosyncline a unique, comparable
mid-Cretaceous transgressive sequence appears on the
geanticlinal elevation of the high-tatric facies-tectonic zone in
the Tatra Mts. This sequence, well exposed both in Poland
and Czechoslovakia, has been first recognized by Passendor-
fer (1921, 1930). The condensed sequence, locally with
stromatolites, rests upon eroded and locally karstified Urgo-
nıan limestones. It starts with dark green glauconitic limesto-
nes containing phosphatic nodules and some exotic root-raf-
ted pebbles. In the classical section at Mt. Giewont a rich
ammonite fauna (PASSENDORFER 1930) indicates the Hoplites
dentatus Zone; other localities yielded diverse Douvilleiceras
indicative presumably of an earlier transgression (PAssENDOR-
FER 1978). The overlying glauconitic marls contain Mortoni-
ceras inflatum (Sow.) and Stoliczkaia dispar (D’Ore.), and
pass upwardly into deep-water Cenomanıan marlstones (Pas-
SENDORFER 1930). The small belemnites from the Hoplites
dentatus assemblage (PAssENDORFER 1930) have been recently
revised by SpaErH (1971: 58, 62) as Neohibolites minimus mi-
nimus (MiLLer) and N. minimus obtusus StoLLey. The am-
monites, represented mostly by families of the Tethyan re-
alm, need further taxonomic investigations. WIEDMANN &
Dieni (1968) recognized within PAssENDORFER’s material some
more taxa and established one new subspecies Kossmatella
(Kossmatella) oosteri BREISTROFFER passendorferi WIEDMANN
& Dıenı.
SUDETES
The Upper Cretaceous sequence in the Sudetes starts with
badly exposed and poorly known Cenomanian greensands (5
to about 50 m). Itis dominated by arepeated succession of the
marly (Pläner) and coarse-grained sandy (Quader) facies simi-
lar to Saxony. The classical sections have been studied by
BEYRICH, ROEMER, GEINITZ, LEONHARD, SCUPIN, ÄNDERT &
HANTZSCHEL, who have presented basıc data on the stratigra-
phy and fauna. The sequences (Cenomanian through to ?lo-
wermost Santonian) differs much from that fo the Central Po-
lish Uplands. They mostly represent fillings of intermontanie
basins by more or less local clastic material. For the Inner-Su-
detic basın (the Stolowe Mts = Heuscheuergebirge) the
Owl Mts (Eulengebirge) supplied the sandy material, de-
posited as an accumulation platform, migrating towards the
epicontinental sea of the Bohemian Massıf (JERZYKıEwicz
1966a, b; 1967). Within the Nysa graben — during the Conia-
cian a taphrogeosyncline with remarkably thick (ca. 900 m)
series of flysch deposits — the metamorphic massifs of the
Eastern Sudetes (JErzykıewicz 1971) yielded the material. It ıs
thought that all these basins were generally connected with
the Central European Basin, although their history was pri-
marily dependent upon regional tectonic framework. Their
sedimentary conditions and history were more similar to
those on the Bohemian Massif than to those of any other mar-
ginal part of the Central European Basın.
GONCLUSIONS
The mid-Cretaceous transgressive sequence starts throug-
hout all these parts of the Central European Basın (Central
Polish Uplands and Polish Lowland) with deposits attributa-
bleto the Hoplites dentatus Zone. The direction of the trans-
gression can be postulated either from the Bornholm area
(where the Lower Albıan is documented, Kennedy, HAn-
COCK & CHRISTENSEN 1981), or from the Tethyan realm viathe
Tatra palinspasthic area (as indicated by a Douvilleiceras
fauna from the high-tatric zone; PAssENDORFER 1930, 1978). In
the first case, a presumed route of the transgression should be
suggested along the axial zone of the Danish-Polish Trough,
the zone of the greatest subsidence (KuTEk & GLazex 1972;
Cıesuınskı 1976). Itisnoteworthy that this axial zone was con-
trolling the extent of the transgression already in the Mu-
schelkalk (Grazex & al. 1973). In the case of an Tethyan
spreading, it would only explain some faunal influences
which are much weaker in the Central Polish Uplands (Sam-
sonowicz 1925; Marcınowskı 1974) than in the Rhenish Mas-
sif (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979). It is therefore concluded
that asouthward progress of the transgression from the nort-
hern (Bornholm) regions is more probable. This explains a
more or less uniform development of the mid-Cretaceous de-
posits throughout the Polish Lowland and their successive
onlap onto the Central Polish Uplands; the southern parts
(Cracow Upland, southern Holy Cross region) purchased a
sedimentary cover inthe Cenomanian, and finally even in the
Turonian. Anyway, a seaway through the meta-Carpathian
arch did exist at the time of transgression, as evidenced by
weak Tethyan influences within the ammonite faunas of the
Central Polish Uplands, and by the hoplitid expansion into
the high-tatric zone. The meta-Carpathian arch itself was
subjected to erosion and became the main source of clastic
supplies not only for the Central Polish Uplands area, but also
for the Carpathian flysch geosyncline (Lgota Sandstones;
Ksıazkızwıcz 1962). The greatest thickness of the meta-Car-
pathian clastics (Biala-Gora Sands in northern Holy Cross
area, upto 140 m) is comparable to that which locally occurr-
ed along other margins of the Central European Basin (Ar-
nager Greensand on Bornholm, up to 130 m).
The whole mid-Cretaceous sequence of the Central Polish
Uplands - except of the basal sands of the Albian - is conden-
sed; condensation in the higher Albian, the whole Cenoma-
nıan, and the Lower Turonian is associated with the presence
of glauconite, phosphatic nodules and a phosphorite bed
(Annopol-on-Vistula), hardgrounds, small neptunian dykes,
and finally of stromatolites. The stratigraphic condensation is
expressed both by the reworking of faunas and their mixing,
and by the gaps usually marked at and/or within the hard-
grounds and stromatolitic horizons. The frequence of the
faunas within the sequence is related to the phosphatization.
It increases with the bulk of phosphatic nodules. The best pre-
servation show fossils which underwent phosphatization or
became entrapped amidst the phosphorite bed (Annopol-
on-Vistula). In other cases the fauna became, to a variable ex-
tent, taphonomically lost during and/or after their burial.
The peculiar features of the mid-Cretaceous sequence of
the Central Polish Uplandsare: a) thick basal sands of Albian
age, developed ununiformly in local (Polish Jura) or regional
(northern Holy Cross area) depressions; b) locally developed
phosphorite bed of mining value (Annopol-on-Vistula); c)
synsedimentary tectonics realized either by block-faulting
(Polish Jura, especially Cracow Upland) or by amore or less
77
continuous uplift (Annopol-on-Vistula) resulting in subma-
rine swells of variable extent, duration, and paleogeographic
significance (the Polish Jura Swell, and the Annopol Swell).
The pulses of the mid-Cretaceous transgression onto the
Central Polish Uplands realized as follows: a) rapid inunda-
tion of the diversified topography and a gradual filling of the
depressions by allochthonous quartz clastics; b) further ex-
tent of the transgression and an onlap of the substratal eleva-
tions, accompanied by an extreme shallow-water sedimenta-
tion; c) influx of new waters, deepening of the basin and uni-
form calcareous sedimentation, locally disturbed by synse-
dimentary tectonics and hydrodynamic agents related to di-
sturbances in bottom or shoreline morphology; d) decline of
the transgressive sequence, associated with tectonic lull; fil-
ling of the basin presumably to sea level (stromatolites) and
progressing long-spanning non-deposition under submerged
or locally even emerged conditions (Polish Jura Swell), or
deepening of the basin and continuous marly sedimentation
until the Santonian disturbances (Holy Cross area). The over-
lying Santonian to Maastrichtian/Danian marly sediments be-
long to the younger cycles ofthe Upper Cretaceous sequence.
None of the distinguished pulses within the mid-Cretaceous
transgressive sequence is regressive inacommon sense; there-
fore neither regressions nor separate transgressions (ase. g. of
the Upper Coniacian recognizable on Bornholm; Kennepry,
HAnNcOocK & CHRISTENSEN 1981) are indicated. Allthese pulses
are regarded as episodes of one transgression and of one re-
sulting sequence.
It is intriguing that the four distinguished pulses of the
mid-Cretaceous transgression, although differing physically
or stratigraphically from those of other marginal parts of the
Central European Basın (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979; KEn-
NEDY, HANCOCK & CHRISTENSEN 1981) are almost identical
with those recorded within the Middle Miocene (Badenian)
transgressive sequence of the Fore-Carpathian Depression
(Rapwanskı 1969, 1970; BaLuk & Rapwanskı 1977). Such
very pulses (rapid inundation followed by gradual filling,
further onlap with shallow-water sedimentation, influx of
new waters leading to a slight deepening and associated with
calcareous sedimentation filling the basın to sea level) may
consequently be postulated as typical also of other transgres-
sive sequences, and reflecting some hitherto not understood
general rules of any marine transgression.
ACKNOWLEDGEMENTS
The authors offer their most sincere thanks to Dr. A. Koz-
Lowskı for drawing the text-figures; to B. Drozp, K. ZiELins-
KA, $S. Urarowskı and A. Koranowskı for taking photos of
the fossils presented in plates 3-8.
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Pt. 7. Palaeontogr. Soc., 65 (4): 225-264; London.
ZIEGLER, P. A. (1975): The geolocial evolution of the North Sea area
in the tectonic framework of North-Western Europe. — Nor-
ges Geol. Undersok., 316: 1-27; Trondheim — Oslo.
Plate 1
Exposures of the mid-Cretaceous transgressive sequence at Glanow in the Polish Jura.
. General view, to show the landscape and situation of the mid-Cretaceous sequence within a small
Laramide graben; arrowed (B) is the trench dig out at the edge of the ravine running to the Dlubnia
valley (cf. MARCINOWSKI 1974); ];w,— Oxfordian butten limestones; /;w,— Oxfordian platy limestones;
Kc- Cenomanian; Kt — Turonian.
. Section, to show condensed Middle and Upper Cenomanian deposits.
C. Detailed view of the Cenomanian/Turonian boundary (numbers of beds the same as in figs 34; in Mar-
cinowski 1974): laminated limestones (bed 2d) at the top of Cenomanian marly gravelstones.
. Detailed view of the fossiliferous Middle Cenomanian gravelstones with phosphatic nodules embedded
in sandy-marly matrix (bed 2a).
Zitteliana 10, 1983
kim u ur Sä
MARCINOWSKI, R. & RADwansKkI, A. Plate 1
[597
Plate 2
Mid-Cretaceous transgressive sequence in the Polish Jura and the Holy Cross Mts.
. Section at Korzkiew in the Polish Jura (see fig. 4): Upper Albian sands Ka; overlain by Cenomanian
gravelstones Kc, and Santonian Ks glauconitic marls with phosphatized fauna; Qp - Pleistocene loess.
. Section at Sucha near Glanow in the Polish Jura (see figs. 3-4): Upper Albian cross-bedded, poorly
glauconitic sands with diverse sponges and trace fossils, locally cemented into irregular lenses and con-
cretions of sıliceous sandstones (numbers of co-sets the same as in MARCINOWSKI 1974): 2a — Eastern
wall of sand-pit, to show a subtidal channel (unit 6); 26 - Southern wall of sand-pit.
. Section at Januszowice in the Polish Jura, near the city of Cracow (see fig 4): Oxfordian butten lime-
stones J;w, truncated by the transgressive Lower/Middle Turonian sequence Ät 1-2.
. Section of Mt. Zajecza at Skotniki near Busko in the Holy Cross Mts.: Kimmeridgian limestones Jk
truncated by Cenomanian glauconitic sandstones Äc; New-Kimmerian angular unconformity readable.
Zitteliana 10, 1983
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2. 4
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MARCINOWwSKI, R. & RADwanskı, A.
Plate 3
Diverse invertebrates (cephalopods excluded) from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the
Polish Jura (PJ) and the Holy Cross Mts (HCM); all figures magnified 1.5 unless otherwise stated.
Fig. la-b. Micrabacia coronula (GOLGFUSS); Cenomanian, Mokrzesz PJ; la-top view, 1b-side view.
Fig. 2 Serpula proteus (SOWERBY); Cenomanian, Mokrzesz P].
Fig. 3. Lepidorhynchia sigma (SCHLOENBACH); Cenomanian, Julianka PJ; x2.
Fig. 4. Orbirhynchia parkinsoni (OWEN); Middle Cenomanian, Glanow PJ, x2.
Fig. 5 Arcuatothyris arcuata (ROEMER); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2.
Fig. 6 Terebratulina chrysalis (SCHLOTHEIM); Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2.
Fig. 7 Carapace of Necrocarcinus labeschii (DESLONGCHAMPS); Upper Albian phosphorites,
Annopol-on-Vistula TCM; x2.
Fig. 8. Claw of Necrocarcinus labeschüi (DESLONCHAMPS); Upper Albian phosphorites, Annopol-
on- Vistula HCM; x2.
Fig. 9a-b. Glypheopsis sanctaecrucis sanctaecrucis COLLINS; Middle/Upper Albian phosphorites,
Annopol-on-Vistula HCM; 9a - lateral view; 9b - dorsal view; X3.
Fig. 10. Exanthesıs cf. labrosus (SMITH); Cenomanian, Mokrzesz P].
Fig. 11a-b. Emarginula althi ZARECZNY; Cenomanian, Jazwiny PJ; 11a-side view, 11b-anterior view.
Fig. 12. Aucellina gryphaeoides (SOWERBY); lowermost Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM.
Fig. 13. Lopha colubrina (LAMARCK) (= Alectryonia diluviana Linnaeus); Cenomanian, Jazwiny P].
Fig. 14. Camerogalerus cylindricus (LAMARCK); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM.
Fig. 15a-b. Pyrina ovalis (d’ORBIGNY); Cenomanian, Korzkiew PJ; 15a - top view, 15b - side view.
Fig. 16. Holaster benstedi FORBES; Lower Cenomanian, Swolszowice HCM; nat. size.
Fig. 17. Holaster poloniae LAMBERT; Cenomanian, Jazwiny PJ.
Fig. 18. Pygaulus pulvinatus (d’ACHIAC); Cenomanian, Korzkiew PJ.
Fig. 19. Conulus ellipticus (ZARECZNY); Lower Turonian, Glanow PJ.
Fig. 20. Phymosoma cenomanense COTTEAU; Cenomanian, Mokrzesz P].
Fig. 21. Discoides subuculus (KLEIN); Cenomanian, Mokrzesz P].
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3 R
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4
ANSKI, A.
SKI, R. & Rapw
MARCINOW
Plate 4
Ammonites, nautiloids and wood-boring bivalves from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the
Polish Jura (PJ) and Holy Cross Mts (HCM); all figures magnified 1.5 unless otherwise stated.
Fig. 1.
Fig. 2a-b.
Fig. 3a-b.
Fig. 4a-b.
Fig. 5.
Eutrephoceras sublaevigatum (d’ORBIGNY); Cenomanian, Mokrzesz P].
Eutrephoceras sublaevigatum (d’ORBIGNY); Cenomanian, Jazwiny PJ
Hoplites (H.) vectensis SPATH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula HCM;
nat. size
Hoplites (H.) dentatus robustus SPATH; Middle Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula
HCM; nat. sıze
phosphatized wood, bored by Gastrochaena sp. (? Gastrochaena amphisbaena GEINITZ);
Middle/Upper Albian, Dabrowka Zablotnia HCM, nat. size
Zıtteliana 10, 1983
Plate 5
Belemnites, ammonites and rhyncholites from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Holy
Cross Mts and borehole Lebork near Gdansk (Polish Lowland); all figures of natural size except for Fig. 3
Fig. 1a-c.
Fig. 2a-b.
Fig. 3a-b.
Fig. 4.
Fig. 5a-b.
(taken X 1.5).
Actinocamax plenus (BLAINVILLE); Upper Cenomanian, borehole Lebork; 1a- dorsal view,
1b - lateral view, Ic ventral view.
Neohibolites ultimus (d’ORBIGNY); Lower or Middle Cenomanian, Annopol-on-Vistula
HCM; 2a - lateral view, 2b - ventral view.
apical part ofa rhyncholite; Middle or Upper Albian, Jakubowice near Annopol-on-Vistula
HCM, 3a - outer view, 3b - inner view.
Hoplites (H.) escragnollensis SPATH; Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM.
Hoplites (H.) dentatus dentatus (SOWERBY); Middle Albian, Annopol-on-Vistula HCM.
Zitteliana 10, 1983
Fa ng
MARCINOWSKI, R. & RADwAnSsKI, A. Plate 5
Plate 6
The Schloenbachia species from the Cenomanian deposits of the Central Polish Uplands and Podolia; all
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
figures of natural size except for Figs 6, 9and 11 (taken X 1.5).
Schloenbachia varians (SOWERBY) subvarians SPATH; Podzameczek in Podolıa.
Schloenbachia varıans (SOWERBY) subvarians SPATH; Mokrzesz P].
Schloenbachia varıans (SOWERBY) subtuberculata (SHARPE); Annopol-on-Vistula TCM.
Schloenbachia varians (SOWERBY) aff. subtuberculata (SHARPE) transitional to $. varians
varlans (SOWERBY); Podzameczek in Podolıa.
Schloenbachia varıans (SOWERBY) subtuberculata (SHARPE); Podzameczek in Podolıa.
Schloenbachia varıans varıans (SOWERBY); Jazwiny P].
Schloenbachia varians varians (SOWERBY); Annopol-on-Vistula HCM.
Schloenbachia varians varians (SOWERBY); Podzameczek in Podolıa.
Schloenbachia varıans (SOWERBY) ventriosa STIELER; Mokrzesz P].
Schloenbachia varians (SOWERBY) subplana (MANTELL); Annopol-on-Vistula HCM;
arrowed is the end of the phragmocone.
Schloenbachia sp. pathological form close to S. intermedia (MANTELL); Mokrzesz P].
Zitteliana 10, 1983
MARCINOWSKI, R. & RADwanskIı, A. Plate €
ate 6
Plate 7
Ammonites from the Cenomanian and Turonian deposits of Central Polish Uplands and Podolia; all figures
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
la-c.
magnified 1.5 unless otherwise stated.
Idiohamites alternatus vectensis SPATH; Cenomanian, Annopol-on-Vistula HMC;
la- lateral view, 1b - dorsal view, lc - ventral view.
Hamites sp., Cenomanian, Mokrzesz PJ; x2
Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Krasice PJ.
Scaphites (S.) obliquus SOWERBY; Cenomanian, Mokrzesz P].
Mariella (M.) lewesiensis (SPATH); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM, 5a- outer face
of the whorl, 5b - lower whorl surface.
Mariella (M.) lewesiensis (SPATH); Cenomanian, Mokrzesz P].
Neostlingoceras carcitanense (MATHERON); Cenomanian, Annopol-on-Vistula HCM;
7a - outer face of the whorl, 7b - lower whorl surface, 7c- upper whorl surface.
Hyphoplites campichei campichei SPATH; Cenomanian, Mokrzesz PJ.
Calycoceras (Lotzeites) aff. lotzei WIEDMANN; Cenomanian, Jazwiny P].
Mantelliceras tenne SPATH; Cenomanian, Podzameczek in Podolıia; nat. size.
Lewesiceras peramplum (MANTELL), inner (juvenile) whorls of the large form; Turonian,
probably /noceramus costellatus Zone, Bocıeniec PJ; nat. size.
Lewesiceras peramplum (MANTELL), adult specimen (small form) with a fragment of the
final body chamber (arrowed is the end of the phragmocone); Turonian, probably /roce-
ramus costellatus Zone, Bocieniec PJ; nat. size.
Zitteliana 10, 1983
MARcCImNowsKkI, R. & Rapwanskı, A.
Plate 8
Fish and reptile remains from the mid-Cretaceous transgressive sequence of the Polish Jura (P/), Holy Cross
Fig. 1a-b.
Fig. 2.
Fig. 3.
Figs. 45.
Fig. 6.
Fig. 7.
Fig. 8.
Figs. 9-12.
Fig. 13.
Fig. 14.
Figs. 15-16.
Figs. 17-20.
Mts (HCM), and borehole Bystrzyca near Lublin.
Galeorhinus minutissimus (ARAMBOURG); Lower Turonian, borehole Bystrzyca; la- outer
view, Ib- inner view, X3.
Notidanus microdon AGassız; fragment of lateral tooth — principle cusp with anterior
serration (weakly visible; indicated by a leader) and three secondary cusps — of the right
lower jaw; uppermost Albian, Celestynow HCM, outer view, X2.
Squalicorax falcatus (AGAsSIZ); lateral tooth; Cenomanian, Mokrzesz PJ; inner view, X2.
Otodus appendiculatus (AGAssız); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-
Vistula 7CM; inner views, X2.
Oxyrhina mantelli AGassız, Middle/Upper Albian phophorites, Annopol-on-Vistula
HCM; inner view, X2.
Ptychodus mammillarıs AGAsSIZ; lowermost Cenomanian, Sobkow HCM; crown view, X2.
Ptychodus polygyrus AGASsSIZ; Lower Turonian, Mydlniki PJ; crown view, X2.
Ptychodus decurrens AGASSIZ; crown views of the teeth from lateral (/// or IV) row of the
upper jaw (fig. 9), lateral (// or ///) row of the upper jaw (fig. 11), and lateral (/ or //) row of
the lower jaw (figs 10 and 12); Upper Cenomanian, Glanow PJ; x2.
Vertebra attributable to Ptychodus (cf. WOODWARD 1912, pl. 52, figs. 6 and 16); Middle/
Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula TCM; 1.5.
Right mandibular plate of the chimaeroid Ischyodus thurmanni PICTET & CAMPICHE;
Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula 7CM; inner view, nat size.
Ichtyosaurs Myopterygins campylodon (CARTER); Middle/Upper Albian phosphorites,
Annopol-on-Vistula ZCM,; x1.5.
Sauropterygians Polyptychodon interruptus OWEN; one of the teeth displays vanishing
ridges (fig. 17); Middle/Upper Albian phosphorites, Annopol-on-Vistula 7CM; nat. size.
Zitteliana 10, 1983
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$)
R. & RAapwanskı
5
MARCINOWSKI
97
97-105 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
u
Stratigraphic studies on the Upper Cretaceous in Central Poland
By
KRYSTYNA POZARYSKA & EMILIA WITWICKA*)
With 6 text figures
IIBSIERACT
Upper Cretaceous rocks are distributed almost throughout
the whole Polish Lowlands. They attain maximum thickness,
and the sections are most complete in the marginal zone ofthe
East-European Platform. In the Middle Vistula gorge the suc-
cession of Cretaceous strata from the Albian to Maastrichtian
is excellently exposed. The succession is fairly complete,
without any greater stratigraphic gaps. It is rather monoto-
nous, indicating deposition under moderately shallow-water
conditions changing to somewhat deeper-water conditions in
the Turonian and Middle Maastrichtian. The studies on fora-
minifera faunas showed marked predominance of calcareous
benthos throughout the sequence. The benthic elements are
accompanied by pelagic and occasionally arenaceous ones.
This allows to establish foraminifera zonation based on ben-
thic and planktonic elements and to correlate them. The fo-
raminifera assemblages recorded in the Upper Cretaceous de-
posits in the Polish Lowlands are typical of the Boreal Provin-
ce, with some admixtures of warm-water elements only.
KURZFASSUNG
Oberkreidesedimente sind nahezu im gesamten Tiefland
Polens verbreitet. Die vollständigsten Abfolgen und die größ-
ten Mächtigkeiten finden sich in der Randzone der Osteuro-
päischen Plattform. In der mittleren Vistula-Schlucht ist eine
Alb- bis Maastricht-Abfolge sehr gut und nahezu komplett
ohne größere stratigraphische Lücken aufgeschlossen. Die
eintönige Fazies zeigt Ablagerungsbedingungen unter mäßig
flachem Wasser an mit Einfluß tieferer Wasser-Bedingungen
im Turon und im mittleren Maastricht. Die Foraminiferen-
Fauna zeigt eine klare Vormacht des kalkigen Benthos, zu-
sammen mit einigen planktonischen Elementen und gelegent-
lich Sandschalern. So ist es möglich, eine Zonierung mit ben-
thonischen und planktonischen Formen aufzustellen und
beide miteinander zu korrelieren. Die Foraminiferen-Verge-
sellschaftungen sind charakteristisch für die boreale Faunen-
provinz mit nur wenigen Beimengungen von Warmwasser-
Elementen.
INTRODUCTION
In the Cretaceous, almost the whole northern and central
Europe was flooded by vast epicontinental sea. Laramie mo-
vements from the end of the Maastrichtian resulted in regres-
sion from previously occupied area, except for some basins.
In Poland and adjoining countries, 9 such basins have been re-
cognized. The largest of these basins (I in Fig. 2) was situated
in marginal part of the East-European Platform. Upper Cre-
taceous rocks infilling it were intensively studied by several
authors and stratigraphy and foraminifer assemblages of the
*) K. POZARYSKA and E. WITWICKA, Polska Akademia Nauk, Za-
klad Paleobiologii, Al. Zwirki i Wigury 93, PL-02-089 Warszawa,
Poland.
Upper Cretaceous sequences were the subjects of several our
papers. The studies were facilitated by excellent outcrops dis-
playing almost continuous section from the Albian to Paleo-
cene in the Middle Vistula River valley (Fig. 1), as well as al-
most a hundred drillings, often full-cored, penetrating Upper
Cretaceous cover in area eastwards of the Middle Vistula Ri-
ver to the Polish-Soviet boundary. The results of studies on li-
thology and micro- and macrofauna from these borehole co-
lumns appeared to be of great stratigraphic value, making it
possible to compile a section through this cover in marginal
part of the East-European Platform (Fig. 2). Biozonation of
the strata is fairly well established except for the Cenomanian
and Campanian-Maastrichtian. In the former case, the diffe-
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5 10 15: 20 25
Fig. 1.
rences in approach of individual authors may be explained by
still unstable sedimentary and environmental regime. Such
regime resulted in origin of high variable deposits and often in
reduction and condensation phenomena, impeding esta-
blishment of biostratigraphic criteria applicable for the whole
Location of Upper Cretaceous outcrops in the Middle Vistula River Valley
basin. In the case ofthe Campanian and Maastrichtian, cepha-
lopod fauna is highly abundant and diversified but biostrati-
graphic value of individual species is still the subject of discus-
sions and various zonal schemes are proposed (Fig. 4).
LATE CRETACEOUS BASINS IN CENTRAL EUROPE
In central Europe, Late Cretaceous transgression resulted
in deposition of sedimentary series varying in thickness and
completeness. Sedimentation appears most continuous in ba-
sins developed in direct foreland and marginal part of the
East-European Platform (Fig. 2). The major depocenters also
appear located in the marginal zone and there may be noted a
steady trend to decrease in thickenss towards the interior of
this platform. The available data clearly suggest the influence
of structural differentiation of the basement on development
of the basıns.
In places where the Platform margin is passing close to its
shields, Cretaceous sequence are relatively thin and with si-
gnificant gaps. For example, the whole lower part of the Up-
per Cretaceous / Cenomanian-Santonian / is missing in the
Karlskrona region in the Baltic Shield. Gaps found in sequen-
ces from basin parts most distant from the Platform margin
are similar as, e. g., in Lithuania where Maastrichtian rests on
various members of lower Upper Cretaceous.
In central Europe, two large basins were active at the Plat-
form margin in the Late Cretaceous. One (marked as I in
Fig. 2) was comprising northern and eastern Poland, being
delineated by the Ukrainian Shield in the east and the Baltic in
the north. It is characterized here in the section shown in
Fig. 3. The other (II in Fig. 2) was situated west of the Baltic
shield, stretching northwards of Rügen to northern Jyland.
In the foreland of the plarform, characterized by basement
of the Paleozoic age and highly complex structure, Late Cre-
taceous basins appear fairly diversified. The basins are separa-
ted from one another by areas in which Cretaceous rocks are
partly or completely missing due to erosion related to strong
subsiding and uplifting movements. Two regions may be dif-
ferentiated here. One region displays a series of small basins,
generally parallel to the platform margin and characterized by
generally continuous sequences in their axial parts and pre-
sumably original lack of the uppermost Maastrichtian. Here
are recognized the Miechöw (III in Fig. 2), Lödz (IV) and
Szczecin (V) basins. It should be noted that the two latter ba-
sins are displaying very large thickness of the Upper Cretace-
ous.
The other region comprises basins situated within the area
of the Variscan fold belt and characterized by large thickness
of lower Upper Cretaceous and complete lack of the higher
Cretaceous strata. Here are recognized the Opole (VI) basın,
Nysa Klodzka (VII) basin (trough), inner basıin of the Bohe-
mian Massif or Praha basin (VIII), and North-Sudetic basin
(IX).
The present distribution of Cretaceous rocks fails to give
detailed image of original sedimentary basins because of the
influence of Cretaceous and post-Cretaceous movements.
Therefore, the subdivision presented above should be treated
as structural subdivision of basins.
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Upper Cretaceous basins
in Central Europe
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(after W. Pozaryski and all.,1979)
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180
a) Maastrichtian
b) Coniacian, Santonian, Campanian
c) Cenomanian, Turonian
d) Carpathians margın
e) Studied section A-B
f) Margin of East European
Platform
COMMENTS TO THE SECTION A-B
Late Cretaceous basins in central Europe. White = rocks older than Cretaceous.
I — Warszawa Basın
II — Danish Basın
III — Miechöw Basin
IV — Lödz Basın
V — Szezecin Basın
VI — Opole Basin
VII — Klodzko/Nysa Basın
VIII - Praha Basın
IX — North Sudetic Basın
THROUGH UPPER CRETACEOUS
ROCKS IN-EGENTRATE POLAND
The section through Upper Cretaceous rocks in central Po-
land, shown in Figs. 1 and 3, is based on data from 8 boreho-
les of the Geological Institute and outcrops in the Vistula Ri-
ver valley. The boreholes are located along a line running
evenly with 51° parallel of latitude and the section begins in
the vicinities of Chelm in inner area of the platform, going
westwards through Krasnystaw, Bychawa, Bystrzyca,
Niedrzwica and Opole in marginal part of the platform, to
Ciepielöw and Bakowa, situated in the foreland, in area of
so-called Mid-Polish aulacogen.
Upper Cretaceous sequences are fairly thick in borehole
columns Bychawa, Bystrzyca and Niedrzwica which are si-
tuated within the area of the Mazowsze-Lublin Carbonife-
rous trough, but they attain maximum thickness at the
western end of the section. The borehole column Bakowa, si-
tuated at the western end, displays Cenomanian-Upper Maa-
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West 33 LUBLIN
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Cenomanian
Fig. 3.
Section A-B through Upper Cretaceous rocks in central Poland; 1. Gavelinella cenomanica,
2. Lingulogavelinella formosa, 3. Gavelinella berthelini, 4. Stensioeina granulata interiecta,
5. Marginotruncana coronata, 6. Stensioeina polonica, 7. Bolivinoides strigillata, 8. Globotrun-
cana fornıcata, 9. Anomalina clementiana, 10. Bolivinoides draco miliaris, 11. Angulogavelinella
graalis, 12. Cıbicides ınvoluta, 13. Neoflabellina reticulata, 14. Stensioeina pommerana,
15. Pseudouvigerina cristata, 16. Anomalınoides pinguis, 17. Planoglobulina acervulinoides,
18. Anomalına danica.
strichtian sequence which appears complete except for some
erosion of its top part.
In the section, the Upper Cretaceous is developed in 4 Iı-
thofacies:
1. opoka lithofacies, especially well developed in western
part of the studied area, appeared for the first time in the
Campanian and began to predominate throughout the area in
the Maastrichtian, especially Late Maastrichtian.
2. marly lithofacies, represented throughout the area, espe-
cıally in the form of thick lenticular intercalations in its central
part; known from the Upper Turonian to Middle Maastrich-
tian.
3. chalk lithofacies, best developed in borehole column
Chelm, where it is displayed by the whole Turonian-Upper
Maastrichtian section, except for some Upper Campanian and
lowermost Maastrichtian intervals.
4. limestone lithofacies is mainly found in the Cenomanian
and, Lower Turonian in the west and Coniacıan in the east;
limestones are most homogeneous uniform in the Cenoma-
nian, where they form a continuous layer.
Rocks of the above 4 lithofacies do not differ much in ma-
croscopic features. They are white to light-gray in colour and
they yield well-developed and preserved foraminifer assem-
blages (especially in the case of the chalk microfacies). The as-
semblages appear generally similar to coeval ones from epi-
continental Cretaceous rocks in northern Europe, markedly
differing from the Tethyan, primarily in smaller share of
planktonic forms. This made it possible to assign Cretaceous
rocks of the Polish Lowlands to province transitional in cha-
racter between the Subboreal and Tethyan ones (PozaryskAa
and Peryr, 1979).
101
ATTEEMPTSEO-ESTABEISH ZONATION OF THE UPPER CRETACEOUS
IN CENTRAL POLAND ON THE BASIS OF MACRO- AND MICROFAUNA
Belemnella kazimiroviensis
Upper Sphenodiscus binckhorsti
Belemnitella junior
MAASTRICHTIAN Tower Belemnella occidentalis
Belemnella lanceolata
Ünper Belemnitella langei
3 PP Bostrychoceras polyplocum
o
Ww CAMPANTAN Neancyloceras phaleratum
=} Lower
< Gonioteuthis quadrata
=
ne Upper Inoceramus patootensis
2 SANTONIAN Lower Inoceramus cardissoides
vr CONIACIAN Inoceramus involutus
& U = Inoceramus schloenbachi
> PPe@ Inoceramus costellatus
TURONIAN Tower Inoceramus lamarcki
Inoceramus labiatus
Upper Inoceramus pictus
CENOMANIAN Middle Schloenbachia varians
Lower Mantelliceras mantelli
ALBIAN
Fig. 4. Biozonation of the Upper Cretaceous in
central Poland on the basis of macrofauna
The attempts to establish a modern, detailed macrofau-
nabased biozonation of the Upper Cretaceous in central Po-
land were initiated in the 30’s. The first zonation of monoto-
nous Upper Cretaceous white series in Middle Vistula River
drainage basin, based on macrofauna, was proposed by W.
Pozarvskı (1938, 1948), who also presented correlations with
Upper Cretaceous strata in North-Western Europe.
Works aimed in these directions were also carried out by R.
Koncıer (1935, 1949, 1958), S. CiEsLisskı (1960), and recently
A. Braszkıewicz (1979, 1980) and R. Marcımowskı (1974).
During the world-war II, micropaleontological studies
were initiated on the Upper Cretaceous in central Poland
(W. Pozaryskı, unpublished report). After the war, K. Po-
ZARYSsKA (1954, 1957) decribed 30 guide foraminifer species
from these strata, and W. Pozaryskı and E. Wırwicka (1956)
18 guide globotruncanids species. These works were followed
by E. Wırwicka (1958), E. Wırwicka and S. CıiesLınskı
(1962), E. Gawor-BıepowA (1972), E. Gawor-BIEDOwA and
E. Wırwicka (1960), K. Pozarvska and E. Wırwicka (1980).
Recently D. Peryr (1980) described 91 species of planktonic
foraminifers and she proposed 10 biozones. B. ZAPALOWICZ-
Bıran (1982) proposed similar subdivision into 10 biozones,
based on benthic foraminifers.
The micropaleontological studies resulted in fairly good
knowledge of Upper Cretaceous foraminifers and establish-
ment of several micropaleontological-stratigraphic subdivi-
sions. Attempts were made to correlate these subdivisions
with detailed subdivisions based on macrofauna (fig. 4). Ho-
wever, thattask appeared highly difficult as the stage bounda-
ries delineated with reference to stratigraphic ranges of ben-
thic foraminifers were often found to differ from those delı-
neated on the basis of macrofauna. Generally, the ranges of
even most short-living species of benthic foraminifers are se-
veral times wider than those of ammonites, belemnites and
inoceramids. In attempts to correlate these subdivisions,
boundaries of stratigraphic zones are defined by the begin-
ning or end of ranges relatively long-living foraminifer spe-
cies. The enclosed table, in which both benthic and selected
planktonic foraminifers species are compiled reflects differen-
ces in stratigraphic ranges of macro- and microfauna recorded
in individual stages, as well as the fact that the ranges of plank-
tonic foraminifers are markedly closer to those of macrofauna
than in the case of benthic foraminifers. ZaraLowıcz-BiLAn
(1982) compiled table of distribution of benthic species
(fig. 5) with reference to definitions of biostratigraphic zones
as proposed by Hepsers (1961). In that paper, she used 4 con-
cepts of biostratigraphic zones: range zone, concurrent zone,
partial-range zone, and assemblage zone. Unfortunately, no
attempt to correlate the zones with those based on macro-
fauna is given there.
DESATI EDSPART
In the enclosed table (fig. 6) only species most important
for stratigraphy ofthe Upper Cretaceous in central Poland (62
species) are shown. Moreover, ranges of 85 species were
shown in our paper on Cretaceous-Tertiary boundary
(K. Pozaryska and E. Wirwicka, 1980).
CENOMANIAN
In the Polish Lowlands, the Albian-Cenomanian boundary
is characterized by extinction of the following species (Ga-
wor-Biedowa, 1972): Globigerinelloides bentonensis (Mor-
ROW), Pleurostomella reussi BERTHELIN, Globorotalites polo-
nica GAwor-BIEpowA, Gavelinella intermedia (BERTHELIN).
The boundary is passed by Gavelinella varsoviensis (GA-
WOR-BIEDOWA), which is recorded up to the middle of this sta-
ge, and Gavelinella cenomanica (BROTZEN), approaching but
not reaching base of the Turonian. Orithostella (recte Lingu-
logavelinella) formosa (BROTZEN), appearing for the first time
in the Lower (but not the lowermost) Cenomanian, and Ro-
talipora cushmani (MoRrRow), also do not pass into the Turo-
nian. The Cenomanian-Turonian boundary is passed by Do-
rothia gradata (BERTHELIN), Gavelinella belorussica (AKıMEZ)
and Lingulogavelinella globosa (BroTzen). Planktonic spe-
cies Praeglobotruncana stephani (GANDOLFI), appearing in
higher part of the Cenomanian, pass into the Turonian.
TURONIAN
Marginotruncana renzi (Ganporrı) and Helvetoglobo-
truncana helvetica (BouLı) first appear at the Cenomanian-
SNLYWAOIHA
WOINWWONFD YVITANIITAAWD
INITIHLYAIS VITANITAAWD
VLAINIXAFWAd YVNIFOISNALS
WLAINIXE YWNISOISNALS
WLIINDXESWAd WNISOISNALS
INNYWIWHL WITINITIAW
SNLYTTISIALS SAAIONIAIIOE
SNLWAODHA SAIAIONIAITIOH
SISNIIIAALNOW YWITaANITaAw| °
YLYNYVIAWOD YVITANITAAWI
SIIIIWII YITIANITIAWDOTNINY
IIMSAUWZO4 YVITANITIAAD
(ueTtg-Zotmofedez’g ı93Je)
peay pupjdn urlmT
SINOZOIZ
OIHLNIE TVYHAINIWWYOI
Cibieidoides formosus
Gavelinella cenomanica
ravelinella berthelini
Globotruncana turonica
Globotruncana imbricata
Gavelinella moniliformis
Stensioeina praeexculpta
Globorotalites subeontcus
Globotruncana Lapparenti coronata
lobotruncana lapparenti lapparenti
Reussella pseudospinulosa
Globotruncana marginata
Globotruncana globigerinoides
Stensioeina polonica
Globotruncana Lapparenti tricarinata
Stensioeina exeulpta
Stensioeina grasilis
Globorotalites michelinianus
Neoflabellina baudouiniana
Gavelinella stelligera
Gavelinella thalmanni
Gavelinella costulata
Gavelinella umbilicatula
Gavelinella clementiana
Neoflabellina rugosa
Bolivinoides strigillatus
Stensioeina pommerana
Globotruneana arca
Bolivinoides decoratus decoratus
Cibieidoides actulagayensis
Bolivinoides laevigatus
Cibieidoides voltzianus
Gavelinella monterelensis
Bolivinoides mielnicensis
Bolivinoides delicatulus
Bolivinoides incrassata
Bolivinoides draco miliaris
Angulogavelinella gracilis
Cibleidoides bembix
Gavelinella pertusa
Neoflabellina reticulata
Bolivinoides peterssoni
Gavelinella complanata
Bolivinoides draco draco
Bolivina decurrens
Bolivinoides decoratus giganteus
Gavelinella pozaryskii
Cibieidoides spiropunctatus
Anomalinoides pinguis
Anomalina ekblomi
Fig. 5. Biozonation of the Upper Cretaceous in central Poland on the basis of benthic foraminifers
Turonian boundary to occur up to the Lower-Middle Turo-
nian boundary. Other species appearing for the first time at
the base of the Turonian include Globorotalites hangensis
VAsSILENKO, Gaudryina angustata compressa (AKıMEZ) and
Dicarinella imbricata (MoRNOoD). Guide species for the whole
Turonian include Gaudryina angustata angustata AKIMEZ
and Gavelinella berthelini (Keııer). First representatives of
foraminifers ascribed to Stensioeina ex gr. granulata (OL-
BERTZ) are not known to appear in rocks older than the middle
part of the Turonian in the Polish Lowlands. Koch (1977)
analysed in detail distribution of that species in the Upper
Cretaceous of FRG and he showed its stratigraphic value.
Such analysis is still not finished in our country but it may be
noted that specimens close to 5. granulata (OLBERTZ) occur
here from the Turonian to Coniacian, inclusively, They are
assigned to $. ex. gr. granulata (OLsertz) in Tafel 1 as their
analysis is still not finished but it may be added that they pre-
sumably belong to more than one species. Foraminifers ap-
pearing for the first time in higher Turonian in Poland include
Marginotruncana coronata (BorL1) and M. psendolinneiana
PEssaGno.
CONIACIAN
No foraminifer species were found to be limited to that
stage only. The Turonian-Coniacıan boundary is usually de-
lineated with reference to appearance of representatives of
Stensioeina exsculpta Reuss. In Germany, this species appears
somewhat higher (KocH 1977) and it is known to disappear ın
the Lower Campanian. The range of Gavelinella stelligera
(MARIE) ıs similar.
Upper parts of the Coniacian and Santonian (except for its
top parts) are characterized by representatives of Gavelinella
thalmannı (BROTZEN).
SANTONIAN
The Coniacian-Santonian boundary is defined by the ap-
pearance of first representatives of Stensioeina polonica WıT-
wıcka. Itshould be noted that Koch (1977) put this name into
synonymy of $. granulata (OLsErTz) but he admitted strati-
graphic value of the former. The stratigraphic range of $. po-
lonica (Wirwicka, 1958) in Germany is very close to that esta-
blished in Poland.
Stensioeina gracılis BROTZEN is another species of that genus
which appears at the Coniacian-Santonian boundary. At that
boundary, there also appears Globorotalites multisepta
(BROTZEN), characterized by very long range as it is known up
to the lowermost Maastrichtian.
The uppermost Santonian is characterized by the appea-
rance of representatives of Bolivinoides strigillata (CHar-
MAN). The range of that species is very short as it disappears in
the lowermost Campanian. In the uppermost Santonian there
are also recorded several species which are known to be pre-
sent up to the top of the Campanian and even to enter the
Maastrichtian: Anomalına clementiana (vD’Orsıcny), Globo-
truncana fornicata PLumMER, G. arca (CUSHMAN) and Sten-
sioeina pommerana BROTZEN. First ofthese species disappears
in the lowermost Maastrichtian, the last in the Middle Maa-
103
strichtian, and the two remaining species are still recorded in
the Upper Maastrichtian in the Lublin region, where they
form a weakly marked horizon.
CAMPANIAN
The Santonian-Campanian boundary cannot be accurately
defined on the basis of foraminifera as up to the present there
were notrecorded species which would appear or disappear at
that boundary. However, the boundary may be delineated
with reference to abundant occurrence of representatives of
Cibicidoides involnta Reuss, first appearing just above the top
of the Santonian. The species passes the Campanıan-Maa-
strichtian. Some authors consider this species as guide for the
Campanian and Maastrichtian.
In the lowermost Campanian, there appear numerous re-
presentatives of the genus Bolivinoides: B. sidestrandensis
Barr, B. decorata decorata (JONES) and B. laevigata MaArıe.
They are accompanied by those of the species Globotruncana
ventricosa WHITE, which are not known from the Maastrich-
tian.
The uppermost Campanian is characterized by the species
Bolivinoides miliaris HıLrermann and Koch, Neoflabellina
praereticulata HıUtErmann, Globotruncana pozaryskae Pr-
ryT. These species continue to occur roughly to the middle of
the Maastrichtian, and they are accompanied by Cibicidoides
voltzianus (D’Orsıcny), C. bembix (Marsson), Bolivina in-
crassata Reuss and Rugoglobigerina milamensis SMITH and
PEssaGno, which occur up to the Cretaceous-Tertiary boun-
dary.
MAASTRICHTIAN
The Lower Maastrichtian is characterized by appearance of
the species Angulogavelinella gracılis (Marsson). Soemewhat
above the base of the Maastrichtian appear Rugoglobigerina
pennyi BRONNIMANN, and in middle part of that stage — Glo-
botrunana elevata BroTzen. Along with the latter, there ap-
pears Bolivinoides peterssoni BroTzen which is known also
from the Tertiary. Along with Rugoglobigerina pennyi
BRONNIMANN, there also appear Psendonvigerina cristata
Marsson and Neoflabellina reticulata (Reuss). The three spe-
cies pass into the Upper Maastrichtian.
In the Polish Lowlands, the Upper Maastrichtian is charac-
terized by important foraminifer species including Guembe-
litria cretacea CusHuMman, Bolivinoides draco Marsson, Gave-
linella gankinoensis NeckaJa, Anomalinoides pinguis (JEN-
nınGs), Bolivinoides decorata gigantea HıLTErMmanN and
Koch, Rugoglobigerina rotundata BRONNIMANN and R. ma-
crocephala BRÖNNIMANNn. The latter four species define upper
part ofthe Upper Maastrichtian. Planoglobulina acervulinoi-
des (EGGEr) forms a weakly marked horizon in the Upper
Maastrichtian, showing connection of the Late Cretaceous
basin from the present area of Poland and warm Tethyan seas.
Outside Lublin region, this species is not known in the Polish
Lowlands.
In the middle part of the Maastrichtian, the last representa-
tives ofthe genus Stensioeina (S. pomerana BROTZEN) became
104
ReE-T AIG GE 0 ES
Cenoma- |Turonian SantonianjCampanian| Maastr-
nian ichtian
LIU LIU L|U
(after KPozaryska and EWitwicka 1982)
Gavelinella varsoviensis
Gavelinella cenomanica
Dorothia gradata
Gavelinella belorussica
Lingulogavelinella globosa
Orithostella formosa
Rotalipora cushmani
Praeglobotruncana stephani
Marginotruncana renzi
Helvetoglobotruncana helvetica
Globorotalites hangensis
Gaudryina angustata compressa
Dicarinella imbricata
Gaudryina angustata angustata
ser Gavelinella berthelini
Stensioeina ex gr.granulata
as Marginotruncana coronata
zer Marginotruncana pseudolirnneiana
= Gavelinella stelligera
En En Stensioeina exsculpta
Stensioeina polonica
Stensioeina gracilis
Globorotalites multisepta
Bolivinoides strigillata
Anomalina clementiana
Globotruncana fornicata
Globotruncana arca
Stensioeina pommerana
Cibicidoides involuta
Bolivinoides sidestrandensis
Bolivinoides decorata decorata
Globotruncana ventricosa
Bolivinoides laevigata
Neoflabellina praereticulata
Globotruncana pozaryskae
Bolivinoides miliaris
Cibicidoides voltzianus
Bolivina incrassata
Cibicidoides bembix
Rugoglobigerina milamensis
Angulogavelinella gracilis
Rugoglobigerina pennyi
Pseudouvigerina cristata
Neoflabellina reticulata
Globotruncana elevata
Bolivinoides peterssoni
Guembelitria cretacea
Gavelinella acuta
Bolivinoides draco
Gavelinella danica
Gavelinella ekblomi
Planoglobulina acervulinoides
Gavelinella gankinoensis
Anomalinoides pinguis
Gavelinella sahlstroemi
Paralabamina toulmini
Bolivinoides decorata gigantea
Eponides lunata
Eponides frankei
Cibicides commatus
Rugoglobigerina rotundata
Rugoglobigerina macrocephala
Sp elei es
Coniacian|
Fig. 6. Stratigraphic ranges of benthic and planktonic foraminifers most important for stratigraphy of
the Upper Cretaceous in central Poland
extinct in Poland. Following WIcHEr (1954), part of the Maa-
strichtian, situated above the range of $. pommerana BroT-
zEn, is defined in Poland as a horizon without representatives
of Stensioeina.
In the Polish Lowlands, the uppermost Maastrichtian
yields several representatives of species passing the Maastrich-
tian-Danian boundary: Bolivinoides peterssoni BROTZEN,
Gavelinella acuta (PLumm£r) hitherto known from the Maa-
strichtian under the name G. praeacuta (VASSILENKO),
G. danica (Brorzen), G. ekblomi (Brorzen), G. sahl-
stroemi (BroTzEn), Paralabamına toulmini (BROTZEN), Epo-
nides lunata Brotzen, E. frankei BroTzen and Cibicıdes
commatus MOROZOVA.
The Upper Cretaceous section of the Polish Lowlands ap-
pears very similar to those ofthe GDR and FRG on one hand,
and those of European part of the USSR on the other. This
was shown in excellent works of TRÖGER (1966, 1967), who
established detailed zonation of the Upper Cretaceous on the
GDR on the basis of inoceramids. Analysis of that zonal
scheme shows numerous species in common with Poland,
where they were also found to be of marked stratigraphic va-
lue (Fig. 4 here). It may be stated that the whole lower part of
Upper Cretaceous in Poland and GDR is characterized by si-
milar succession of inoceramids.
105
The micropaleontological stratigraphy of the sequences in
GDR and FRG was best compiled by Hırtermann and KocH
(1962, 1977). In these and other papers, the authors made at-
tempts to use various groups of foraminifers and to test stra-
tigraphic value of individual species, taking into account their
intraspecific variability. This resulted in proposal of several
varieties, especially in the case of species of the genera Neo-
flabellina, Bolivinoides, Stensioeina. However, subtle mor-
phological criteria not always appeared sufficient for establis-
hinga detailed and at the same time, firm stratigraphic subdi-
vision. That is why we are trying to avoid the usage of subspe-
cies and varieties in stratigraphic studies in our country.
The comparison with foraminifer-based biostratigraphic
subdivision established for the Upper Cretaceous in Euro-
pean part of the USSR also showed marked similarities. Spe-
cies recorded both in Polish Lowlands and the latter region
are fairly common and the subdivisions established also ap-
pear similar in several points. This is especially the case of lo-
wer part of the Upper Cretaceous as shown by GrıigjaLss,
Axımzz and Lıpnik (1980). It should be noted that biostrati-
graphic subdivision different ofthatfor the Upper Cretaceous
of Ukraine, Lithuania and Byelorussia is needed for the Man-
gyshlak Peninsula Cretaceous.
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ern München, 1.Jeli 1983 ISSN 03739027
107
Late Cretaceous transgressions and regressions
on the Russian Platform
DIMITRIJ P. NAIDIN*)
With 3 text figures
ABSTRACT
During the Late Cretaceous a generally smooth eustatic
transgression took place on the Russian Platform, in the Cri-
mea and in the Transcaspian region. It was replaced in the
middle ofthe Maastrichtian by arapid eustatic regression. On
different parts of the Platform the general eustatic transgres-
sion has been interrupted by relatively shortterm regressions
determined either by an epeirogenesis or by a shallowing of
the sea as a result of its being filled out by sediments; some re-
gressions were of a eustatic nature. Data are quoted on Late
Cretaceous transgressions and regressions in Western Ka-
zakhstan (Eastern Precaspian, Mangyshlak) which supple-
ment material published earlier (Naıin et al., 1980a, b).
Temperature conditions of the seas that invaded the Plat-
form and its framework during the Late Cretaceous for the
time being can not be reconstructed to give a complete pictu-
re. It is obvious that in the middle of the Late Cretaceous,
when the sea areas have been largest owing to an expanding
transgression, the temperatures of sea water were higher than
during the Early Cretaceous. Various palaeontological data as
well as data of isotope palaeothermometry indicate the lowest
temperatures during the Late Cretaceous in the Early Maa-
strichtian. Apparently, in the Maastrichtian on the back- "
ground of an expanding regression a general “deterioration””
of the climate began, reaching its maximum at the beginning
of the Danian.
Some general statements are made regarding the evolution
of the climate at the end of the Mesozoic in connection with a
change in the land/sea (ocean) ratio, the fluctuations of CO,
concentrations in the atmosphere and the development of the
terrestrial and marine flora. The dispersal of organisms, their
taxonomic diversity duringthe Late Cretaceous in the general
scheme corresponded to E. VoıGT’s (1964) suggestion that
thermophile marine organisms were most abundant in the
Cenomanian and Late Maastrichtian which is not directly as-
sociated with climatic fluctuations, but reflects a wide occur-
rence during these time intervals of shallow portions ofthe sea
floor subjected to a good heating up. In general the variety of
planktonic and benthic organisms has been differently affec-
ted by transgressions and regressions. One can agree with the
concepts of A. G. Fischer and M. A. Arthur (1977) that,
owing to the eustatic rise of the ocean level (which resulted in
an expansion of the areas of continental seas), the Late Creta-
ceous represented a polytaxic episode in the evolution of the
pelagic biota. With the polytaxic episode of 94-62 million
years very exactly coincides the maximum of white chalk ac-
cumulation - aformation very characteristic for the European
palaeobiogeographic region.
The necessity is recorded to correlate the evolution stages
ofthe marine biota with the stages of the organic world evolu-
tion on land. Data available for the land indicate that a rear-
rangement of the vegetable kingdom and a very drastic turn in
the evolution of the most numerous terrestrial animals — in-
sects-took place at the end of the Aptian - during the Albian
-or, maybe, even already at the beginning ofthe Cenomanian
(ZHERIKHIN, 1978).
KURZFASSUNG
Während der Oberkreide wurde die Russische Tafel, die
Krim und die Transcaspische Region von einer allmählichen
eustatischen Transgression erfaßt. Sie wird abgelöst im mitt-
leren Maastricht von einer schnellen eustatischen Regression.
*) D. P. NAamin, Lehrstuhl für Historische Geologie, Geologische
Fakultät, Universität Moskau, 117234 Moskau, USSR.
In verschiedenen Regionen auf der Tafel wird die allgemeine
Transgression durch relativ kurzfristige Regressionen unter-
brochen, verursacht durch epirogenetische Vorgänge oder
durch Auffüllung mit Sediment; nur einige Regressionen sind
eustatischen Ursprungs. Von West-Kasakstan (östliche Prä-
caspische Region, Mangyshlak) werden zusätzlich zu älteren
Daten (Naıpın et al. 1980 a, b) neue Ergebnisse über die
Transgressionen und Regressionen vorgestellt.
108
Die Aussagen über die Wassertemperaturen des Meeres auf
der Tafel und ihrer Umgebung können zur Zeit noch nicht zu
einem vollständigen Bild zusammengefügt werden. Es ist je-
doch eindeutig, daß in der Mitte der oberen Kreide, als die
weitesten Überflutungen herrschten, die Wassertemperatu-
ren höher lagen als in der Unterkreide. Verschiedene paläon-
tologische Hinweise und Isotopen-Paläotemperatur-Be-
stimmungen zeigen die niedrigste Temperatur während
Oberkreide für das untere Maastricht an. Offensichtlich be-
gann im Maastricht vor dem Hintergrund einer ausgedehnten
Regression eine allgemeine Klimaverschlechterung, die ihren
Höhepunkt mit dem Beginn des Dan erreichte.
Allgemeine Angaben für Klimaentwicklung am Ende des
Mesozoikums im Zusammenhang mit der Meer/Land-Vertei-
lung, der Fluktuation der CO,-Konzentration in der Atmo-
sphäre und der Entwicklung der terrestrischen sowie marinen
Flora werden aufgezeigt. Die Ausbreitung und die Diversität
der Organismen während der Oberkreide stimmt in großen
Zügen überein mit der Angabe von Voıct (1964), daß ther-
mophile marine Organismen am häufigsten im Cenoman und
im oberen Maastricht sind; dies steht nicht direkt im Zusam-
menhang mit den Klimaschwankungen, aber zeigt an, daß
weite Meeresgebiete sich durch die geringe Wassertiefe gut
erwärmten. Im allgemeinen wird die Variabilität planktoni-
scher und benthonischer Organismen durch Transgressionen
und Regressionen unterschiedlich beeinflußt. In Überein-
stimmung mit dem Konzept von A. G. Fischer & M. A. Ar-
THUR (1977) (durch eustatischen Meerespiegelanstieg vergrö-
ßerte sich die Fläche mit Flachmeeren) stellt die Oberkreide
eine Zeit der Polytaxie in der Entwicklung der pelagischen
Organismen dar. Mit dieser polytaxischen Episode (von 94
bis 62 Millionen Jahren) fällt die Hauptbildung der Schreib-
kreide-Sedimente zusammen.
Es wird darauf hingewiesen, wie notwendig es ist, die Evo-
lutionsschritte der marinen Biota mit der Entwicklung auf
dem Land zu vergleichen. Die verfügbaren Daten aus dem
terrestrischen Bereich zeigen eine Umgestaltung des Pflan-
zenreiches und auch einen sehr einschneidenden Wendepunkt
in der Entwicklung der artenreichsten Tiergruppe, den Insek-
ten, am Ende des Apt und während des Alb, vielleicht bis zum
Beginn des Cenoman an (ZHERIKHIN, 1978).
Aksyirtau
EEE
al,\cm,\cm,
95 MY 91 88 87 84
73 65
Fig. 1. Diagrams of sea depth fluctuations constructed according to the data of some Upper Cretaceous
sequences on Mangyshlak and in the Eastern Precaspian.
I-VI - Upper Cretaceous lithological measures (members) of Mangyshlak.
1 - terrigenous deposits (sands, sandstones, clays, etc.), 2— marls, coarse chalk (including ““spheric” marls
and chalk), 3 - predominantly marls, 4— chalk and chalk - like marls predominant, 5 - organogene-dertritic
limestones, 6 - phosphorites, 7 — phosphorized coprolites, 8 — higher pyritization, 9— hardgrounds, 10 —
bands of bentonites, 11 - boundaries between the lithological measures of Mangyshlak, 12-phytoherms, 13
— Marsupites, 14— Oxytoma tenuicostata, 15 - large benthic foraminifers of the orbitoid group; planktonic
foraminifers: 16— Hedbergella, 17— Marginotruncana, 18 — Globotruncana, — 19 - Heterohelicidae, 20 —
Rugoglobigerina.
al, al; - Albian, Late Albian; cm,, cm;, cmz — Early, Middle, Late Cenomanian; t,, t— Early, Late Turo-
nian; cn — Coniacian; stı, sta — Early, Late Santonian; cp, cp» — Early, Late Campanian; m}, m; — Early,
Late Maastrichtian; dn — Danıan.
Radiometric time scale- according to D. P. NAIDIN (1982) - with due regard of sedimentomertric data for the
Turonian and Santonian (G. ERNST, 1978) and for the Maastrichtian of the author’s material on carbonate
sequences of Western Kazakhstan.
Here transgression and regression diagrams are supplied
compiled according to Upper Cretaceous sequences of We-
stern Kazakhstan — the extreme south-east of the Russian
Platform (Eastern Precaspian) and Mangyshlak (Figs 1, 2B).
Together with our previously published data (Naıin et al.,
1980a, b) and the material by J. M. Hancock (1976, Fig. 1;
Hancock & Kaurrman, 1979, Fig. 4; see Fig. 2A) new in-
formation warrants an appraisal of the evolution of palaeo-
geographic conditions in the entire European palaeobiogeo-
graphic region (EPR).
Lithologically the Upper Cretaceous of Western Kazakh-
stan is distinctly divided into two unequal parts. The lower
part consists of essentially terrigenous facies of Cenomanian
and Lower Turonian age; their thickness comes locally to
60-75 m. The top part- from Upper Turonian to the Danıan
inclusively - consists of carbonate deposits 360-420 m thick
(not including the Danian stage deposits).
The leading factor that determined the sedimentation and
organism dispersal in Late Cretaceous seas of the Platform
and Transcaspian has been their belonging during the Late
Cretaceous to the EPR. The sublatitudinal trend of the EPR
stretch reflects the climatic zonality of the Late Cretaceous in
Western Eurasia (NAıın, 1973; Namın etal., 1980a, b). The
extraordinary similarity of fauna in the west and east of the
EPR is striking. Over the enormous expanses of EPR the
same belemnites (Naıpın, 1973), bryozoans (VoıGT, 1967),
inocerams (TROGER, 1982) and other faunistic groups are pre-
sent. The biostratigraphic subdivision of Upper Cretaceous
deposits used here is justified in previously published articles
(Namın & KoraezvicH, 1977; Naıın, 1979b, 1981).
Obvious proofs of an alternation of transgressions and re-
gressions are supplied by coastal portions of the former sea,
on which there has been a predominant accumulation of terri-
genous sediments. Transgressions and regressions can then be
appraised by the areas involved inthem. The author made an
The Late Cretaceous time in the evolution of palaeogeogra-
phiec conditions on the face of the Earth is connected with the
expansion ofthe general smooth eustatic transgression, which
began in the Albian and became replaced in the middle of the
Maastrichtian by a rapid regression also of a eustatic nature
(Naıpin et al., 1980a, b; SLıtEr, 1977; Vaır etal., 1977). On
the general background of eustasy events of a smaller scale
were taking place. Part of them has apparently also been de-
termined by eustatic fluctuations of the world ocean level (re-
gressions at the Coniacian-Santonian boundary, the pre-
Campanian regression). Another part (the greatest by the
number of manifestations) has been determined by an epeiro-
genesis (Fig. 2B).
Into this scheme nicely fits the evolution of palaeogeogra-
phy in Eastern Precaspian and Mangyshlak.
Among the large regional features in the evolution of pa-
laeogeographic environments of the Late Cretaceous in the
Precaspian mention should be made of the absence of Upper
Cenomanian and Lower Turonian depostits, on one hand, the
existence of rather deep-sea conditions in the Late Turonian,
II.
109
attempt to describe the transgressions and regressions by stu-
dying sequences distant from the coastline of the Late Creta-
ceous sea in the areas with a predominant carbonate sedimen-
tation. In such areas it is, apparently, possible to judge about
transgressions and regressions on the basis predominantly ofa
reconstruction ofthe depth ofpalaeobasins. This conclusion
agrees with the concepts of many geologists a criterion of
transgressions and regressions can be depths fluctuations: a
deepening corresponds to transgressions, while a shallowing
- to regressions. The relation, however, between these two
pairs of concepts: deepening/shallowing and transgres-
sion/regression is much more complicated (Namın et al.,
1980.a). The difficulty is, first of all, in establishing the rela-
tion between the phases of deepening and shallowing and the
phases of an expansion and shrinking of the palaeoaquatoria.
In any case, for shallow-water seas in the first approximation
itisafact that their deepening corresponds a transgression and
a shallowing — a regression.
Late Cretaceous seas of Western Kazakhstan have been
shallow basins. In Eastern Precaspian just as in other parts of
the Russian Platform the depths did not exceed 50-200 m
(Naipin etal., 1980a: 31). On Mangyshlak the depths of Late
Cretaceous seas during the accumulation of carbonate sedi-
ments (measures 3-7; see Fig. 1) were even smaller. During
some time intervals, when these sediments have been accumu-
lating, phytal conditions existed. For instance, in the Upper
Maastrichtian of the Aksyirtau sequence occur forms greatly
reminding Turonian-Santonian bioherms of Northern France
and the Maastrichtian-Danıan of Denmark, which
W. J. Kennepy and P. JuıGnEr (1974) associate with the vital
activity of plants. The shallowness of Late Cretaceous basins
on Mangyshlak is indicated by the presence of numerous
hardgrounds surfaces formed under the effect of strong bot-
tom currents in shallow waters.
on the other (Figs 1, 2B). And yet in many regions of the
world (within the USSR - in the south-west of the Russian
Platform, in the Crimea and Central Asia) in the Late Ceno-
manian and Early Turonian there has been a definite deepen-
ing of the sea. Among other places, this phenomenon can be
boldly traced on the transgression and regression diagrams for
Central Asıa (Naıpin etal., 1980a, Figs4, 5). J. M. Hancock
on the basis of data for Western Europe and E. G. KaurrMman
on a material obtained for North America (Hancock, 1976;
Hancock & Kaurrman, 1979) refer one of the major Late
Cretaceoustransgressions to the Early Turonian and associate
with the Late Turonian a substantial Late Cretaceous regres-
sion. According to R. A. REyMEnT (1980) in Western and
Northern Africa an extensive transgression began in the Late
Cenomanian and reached its maximum in the Early Turonian
when the Transsaharan basins became joined up in these re-
gions of Africa. Very important are data on the southern peri-
phery of the Baltic shield (Southern Sweden), according to
which a transgression took place in the very Late Cenomanian
(the Actinocamax plenus time) (BERGSTROM et al., 1973).
110
MY 73 65
Sr CP: m. dn
101 u S Q
2918 5 N
213 : ; Northern Europe
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2]: un ®
Zr Western Interior =.
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3212 of the USA >
St 8
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%10 97 93 1991 97
5
Areas of marıne deposits 27
of Russıan Platform
L m
200 Probable depth
300 4
m ne E.Prekaspian
o r- —S/
2004°
m -
OR P m——
Sans V | u
Fig. 2. A) Fluctuations of the ocean level during the Late Cretaceous. According to J. M. HANCOCK
(1976, Fig. 1) and J. M. HANCOcK and E. G. KAUFFMAN (1979, Fig. 4).-B) Relations between the area oc-
cupied presently by the deposits of Upper Cretaceous stages on the Russian Platform (in 9 of the total Plat-
form area) and the assumed depths of Late Cretaceous basins according to D. P. Naııin et al. (1980,
Fig. 6). - C) Generalized curves of depth fluctuations in Late Cretaceous seas of Eastern Precaspian and
Mangyshlak.
There exist, however, quite opposite appraisals of the evolu-
tion oftransgressions and regressions at the Cenomanian-Tu-
ronıan boundary. So G. Ernst and F. Schmip (1979) state
that ainterregional (überregional, i. e. most extensive) regres-
sion took place in the terminal Cenomanian (the “Plenus Re-
gression’’); in South-Western and South-Eastern Africa an
extremely large break is present in the sequences at the Upper
Cenomanian-Lower Turonian boundary (FORSTER, 1975;
Sıesser, 1978), 1. e. in the same way as in Eastern Precaspian
and in many other parts of the Russian Platform.
In this way marked differences become outlined in the ın-
terpretation of the transgression-regression evolution during
the Late Cenomanian-Turonian. These differences way, pos-
sibly, beconnected with the differences in a stratigraphic refe-
rence of transgressions and regressions. So, for instance, S.
W. Perters (1980) thinks that in Western Africa the transgres-
sion maximum took place not in the Early Turonian, as sug-
gested by R. A. REymENT, but in the Late Turonian-Conia-
cian. But it might be that there are also deeper reasons for it.
Just as on the remaining part of the Platform, there is amost
pronounced transgressive occurrence in the Precaspian of
“Pteria beds’”’ of the Campanian base - an Early Campanian
transgression.
A very interesting feature in the evolution of the palaeo-
geography of the Eastern Precaspian is a certain sea deepening
at the very end of the Maastrichtian (Fig. 1-diagram for Uil;
Fig. 2B). This deepening that took place on the background
of a general eustatic Late Maastrichtian regression can be de-
tected by the plankton/benthos ratio (P/B). The deepening,
apparently, corresponds a brief regional transgression, as re-
sult of which the Upper Maastrichtian deposits on the Mu-
godzhary and on the eastern flanks of the Urals rest directly
on Palaeozoic deposits and even on Precambrian rocks (Naı-
DIN et al., 1980a).
The transgressive occurence of constantly younger deposits
of the Upper Cretaceous (including the Maastrichtian) in
moving from the west eastwards in the Preurals has been
recorded by P. L. Bezrukov (1938). In the Volga region the
Lower Maastrichtian in some localities rests on the Albian.
Cases of a transgressive occurrence of the Maastrichtian are
known in Bulgaria and Italy. However, we regard all these
occurrences only as complications of a general regression at
the end of the Late Cretaceous.
On Mangyshlak the evolution of the general transgression
in the Cenomanian has been complicated by local move-
ments; and yet, just as in the Precaspian and in other substan-
tial areas of the Russian Platform, beginning with the middle
ofthe Cenomanian and throughout nearly the entire Late Ce-
nomanian there has been a predominance in this region of re-
gression conditions.
A very important feature in the evolution of palaeogeogra-
phy on Mangyshlak during the Late Cretaceous was the
existence in the early Turonian of sufficiently stable marine
conditions. Despite a predominance of a terrigenous sed-
imentation (measure II), the depths of the Early Turonian ba-
sin of Mangyshlak (estimated by the P/B ratio) have been
greater than during the subsequent ages, when carbonate se-
diments have been accumulating. In this way by the tendency
of transgressions and regressions evolution Mangyshlak du-
ring the Early Turonian approached conditions fixed for the
south-west of the Platform, the Crimea, Middle Asıa and
many regions beyond the boundaries of the USSR (Fig. 1).
Beginning with the Late Turonian and to the beginning of
the Late Santonian, owing to a general rise of the world ocean
level a carbonate regime of sedimentation gets established in
the area (members III and IV). The peculiarity of the regime
consisted in an extensive occurrence of Calcisphaerulidae
(“spheric” chalk). Drastic fluctuations in the completeness of
the sequences and in the thickness of separate stratigraphic le-
vels ofthe members III and IV indicate an unstable tectonic re-
gime of the region.
The picture substantially changes beginning with the Late
Santonian, in other words, since the beginning of the accumu-
lation of measure V, in the composition of which there is a
pronounced predominance of chalk. We associate the change
in the nature of sedimentation, firstly, with the continued
global rise of the sea level and, secondly, with a stabilization
of the tectonic regime of the region. A combined effect of
these two factors resulted in a general equalization of local
physico-geographical environments, which led to an accu-
mulation of thick measure V. The sea depths somewhat chan-
ged throughout the accumulation time of the measures. At
certain moments, when thin bentonite bands have been for-
med, the depths could have been substantial, which is demon-
strated by a sharp reduction in the number and, sometimes,
even a complete absence of foraminiferal tests (H. ErnsT,
1978). But on the whole, by the end of the accumulation of
chalk measures, the sea depths become very small, which,
among other things, is indicated by an increase in the number
The presence of numerous discontinuities of a varying scale
is one of the characteristic features of Upper Cretaceous se-
quences on Mangyshlak and in Eastern Precaspian.
An analysis of the size of gaps is of great importance in con-
structing diagrams for transgressions and regressions. An ap-
praisal of the scale of gaps has been done for Upper Cretace-
ous strata of Eastern Precaspian. Methods suggested by A. A.
SavELjev (1971) have been used; they permit to appraise and
show clearly the stratigraphic scale of the hiatus. By the scale
of the stratigraphic hiatus four categories of gaps have been di-
stinguished (Fig. 3).
The stratigraphically large pre-Upper Turonin break tra-
ceable on the Platform, which determined a peculiar evolu-
Before speaking about the climatic conditions of the EPR
during the Late Cretaceous, a few general remarks should be
made on the palaeoclimatic reconstructions.
The main factors determining a climate are: 1) the intensity
of solar radiation; 2) the concentration of carbon dioxide
(CO,) in the atmosphere; 3) the land/sea (ocean) ratio. Fluc-
tuations of these three factors in the geological past are the
111
of hardgrounds surfaces. We see no contradiction between
the assumed by us genereal eustatic rise of the ocean level and
the shallowing of the Campanıan sea on Mangyshlak: the
shallowing is connected with a filling out of the Mangyshlak
sea by sediments. The possibility of such a process has been
discussed previously (Naıpin et al., 1980a: 40; Naıpn et al.,
1980: 386, Fig. 10).
In this way, werrefer the beginning of the transgression du-
ring which measures V have been accumulated, to the Late
Santonian. This coincides with the data of G. Ernst and
F. Schmp (1979), who distinguish in the GFR a “Marsupites
transgression” (beds with Marsupites occur transgressively
on Lower Turonian deposits).
An amazingly extenisve - cosmopolitan — range of Marsu-
pites from Australia to North America associated with a
very-very brief time interval is a doubtless proof of a global
nature of the phenomenon: this has been amoment of a most
pronounced thalassocraty.
All the transgressions mentioned have been eustatic. Ho-
wever, we think, just as T. MatsumoTo (1977), that there
should not always be a complete synchroneity of regressions
and transgressions and particularly of their maxima in diffe-
rent areas. Worth attention is the explanation by N. A. Mör-
NER (1976) of “anomalous” transgressions embracing one re-
gion, but of untraceable in other regions by the effect of a
geoidal eustasy.
In the same way as in other regions of the world the Maa-
strichtian (organogene-detritic measure VI) of Mangyshlak
has been a time of regression.
tion of palaeogeographic environments at the Cenomanian-
Turonian boundary, over substantial portions of the Plat-
form, reflected the effect ofa regional factor. Atthe same time
a stratigraphically minor interval between the Maastrichtian
and Danian can be traced all over the world and is associated
with the effect of aglobal mechanism (Naipin etal., 1980a, b;
Namın, 1976).
It is amazing that the events at this boundary were procee-
ding on the background of a generally one cycle of carbonate
sedimentogenesis. E. VoıGr (1981) with full justification sta-
ted that coccolite-bryozoan limestones in the Danıan of Eu-
rope in anatural way complete the carbonate cyclothem ofthe
Late Cretaceous.
main cause of global changes in the climate. Other factors also
affect the climate. But no matter how enormous they might be
imagined (possible migrations of continents, displacements of
the poles, etc.), they are only of a secondary, regional signifi-
cance.
The effect of the first fundamental factor, i. e. the effect of
the sun leads to the origin on the surface of the globe of clima-
3
I
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ERS
A
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7
|
Al
Fig. 3. Types of gaps by the scale of stratigraphic hiatus in Upper
Cretaceous deposits of Eastern Precaspian.
The interval embraces the deposits of: 1 - systems, 2 — parts of sy-
stems, 3 — stages, 4 — substages, 5 — deposits are absent.
P - Permian; P-T - Permo-Triassic; Jı, Ja — Lower and Middle Juras-
sic; Ja — Upper Jurassic; Lower Cretaceous: bs — Berriasian, v — Va-
langinian; h - Hauterivian; br — Barremian; ap - Aptian; alı, al,, alz—
Lower, Middle and Upper Albian; Upper Cretaceous — see caption
of Fig. 1.
tie belts. Climatic zonality is the most important manifesta-
tion of a solar climate. Reconstructions of geological changes
in the climate are limited first of all by the establishment of the
climatic zonality of the past. It should be noted that in mobili-
stic palaeoclimatic constructions it is not the climatic zonality
of the globe that is reconstructed, but mainly the belonging of
a certain continent to this particular climatic zone.
We have certain information on the changes at the end of
the Mesozoic in the second and third factors. Let us begin
with the third: the ratio of land and sea expanses. The tremen-
dous eustatic Late Cretaceous transgression, which lead to an
expansion of epicontinental basins, undoubtedly resulted also
in a general global warming up as compared with the Early
Cretaceous. In the middle of the Late Cretaceous, according
to lithological data and the data of isotope palaeothermome-
try (Teıss & Namın, 1973) beyond the Polar Circle on the
70-75° of N. Lat. surface temperatures of the water were
15-17° C. A global regression atthe end ofthe Cretaceous, as
result of which the area of the land increased and the aquatoria
shrank, must have lead to a drop in temperature.
To establish the effect of the second factor is much more
complicated. The original source of carbon dioxide in the at-
mosphere is the volcanic activity. It seems that researchers ag-
ree on this point. It seems that after the papers by $. ArRENIUS
and other authors at the end of last century the greenhouse ef-
fect on the degree of heating of the atmosphere is not denied
by anybody.
M. I. Bupyko has compiled (1980, Fig. 2-1; 1981, Fig. 3)
for the Phanerozoic diagrams of changes of volcanic activity
and CO, concentration in the atmosphere. It follows from
these diagrams that first of all there has been a certain intensi-
fication of volcanic activity during the Cretaceous and its ob-
vious slackening down at the end of the period, which lasted
with minor variations throughout the Cenozoic; secondly, an
increase in CO, concentration in the Late Cretaceous and a
marked decrease in this concentration (again with fluctia-
tions) during the Cenozoic. In this way these data, generelly
speaking, confirm the conclusion derived from the land/sea
(ocean) ratio effect. The real pattern has been however much
more complicated, because in the system atmosphere — land-
sea (ocean), the state of which actually determines the what
wecallthe climate, the CO; content is controlled by anum-
ber of factors. The most important of them, undoubtedly, is
the photosynthetizing activity of the plants.
An expansion of angiosperms began at the end of the Early
Cretaceous epoch on land and at the same time (or maybe so-
mewhat later - in the Cenomanian) a phytoplankton “burst”
began in the oceans. Obviously a sharp increase in thenumber
and mass of CO, consumers must have meant its high concen-
trations. It is true that an opposite opinion is also put forth.
M. I. GoLenkın and Yu. V. TESLENKO (see VAKHRAMEEV,
1978: 10) associate the replacement of a predominance of
gymnosperms by angiosperms at the end of the Early Creta-
ceous with a decrease of the CO, amount in the atmosphere.
Directly related to the problem of transgressions and re-
gressions is the establishment of the role of phytoplankton
and the terrestrial flora in regulating the CO, content. When
more CO, had been consumed (and, consequently entered
the deposits): during the periods of regression (which means
mainly by a terrestrial flora) or during transgressions (and,
consequently, predominantly by a marine flora)?
For the time being there is no satisfactory answer to this
question. D. M. McLean (1978a) assumes that a leading role
in combining the atmospheric carbon dioxide belongs to the
terrestrial flora. That ıs why in his opinion to the epochs of re-
gression corresponds a decrease in the CO; content in the at-
mosphere, whereas the epochs of transgressions are characte-
rized by higher CO, concentrations, which differs from the
accepted views on the leading role of phytoplanton in the con-
sumption of CO; from the atmosphere. In this case, if we re-
member the greenhouse effect, at an expansion of terrestrial
areas a refrigeration should take place whilla warming up oc-
curs during transgressions.
The papers by D. M. McLean (1978a, b) contain quite an
extensive bibliography on this problem. Here we are going to
present briefly our variant for the evolution of the CO, con-
tent and the effect of this process on the evolution of the cli-
mate at the end of the Mesozoic.
The supply of the volcanic carbon dioxide in geosynclines
duringthe Cretaceous has, apparently, been substantial. Even
in the white chalk sequences — amost characteristic formation
oftheEPR and, as it would seem, a very distant one from vol-
canic manifestations — bands of bentonite are quite usual as
well as various forms of “camouflaged volcanic material”
(MuravjEv, 1976).
An increase in the amount of CO; lead, on one hand, to a
rapid development at the end of the Early Cretaceous — the
beginning of Late Cretaceous of its consumers — terrestrial
and marine plants, and, on the other hand, to a general war-
ming up throughout the greater part of the Late Cretaceous,
which happened on the background of a progressing trans-
gression. The absorption of CO, by plants and a decrease in
the supply ofa volcanic carbon dioxide resulted in a cooling of
the atmosphere and of the surface waters in sea basins, this, in
its turn, increasing the solubility of CO, in the water and,
correspondingly, a rise of the CCD level. All this together
with a developing regression meant a “deterioration” of the
The dispersal of organisms, their taxonomic diversity du-
ring the Late Cretaceous in a general scheme corresponds the
suggestion by E. VoıGr (1964) that: thermophile organisms
have been most abundant in the Cenomanian and Late Maa-
strichtian; during these time inervals the taxonomic variety
has been, correspondingly, the greatest. Such a conclusion
hardly reflects a direct effect ofthe temperature factor. Simply
in the Cenomanian and Late Maastrichtian there have been
extensive shallow-water portions of the seas subjected to a
good heating.
The variety of planktonic and benthic organisms is affected
differently by transgressions and regressions. It is, probably,
possible to agree the concepts of A. G. Fischer and M. A.
ARTHUR (1977) that the Late Cretaceous owing to an eustatic
rise of the ocean level (which reasulted in an expansion of the
aquatoria of epicontinental seas, including the sea of the Plat-
form), represented a polytaxic episode in the biota evolution
of the pelagic zone.
Polytaxic 32 — million — year intervals were separated from
each other by shorter oligotaxic episodes. The Late Cretace-
ous polytaxic episode began in the Turonian (94 million years
ago) and ended at the end of the Maastrichtian (62 million
years), which nearly ideally coincides with accumulation ma-
ximum of an extremely peculiar formation of epicontinental
113
climate, that began, apparently, during the Early Maastrich-
tian and reached its maximum at the beginning of the Danian.
The development of the vegetable cover of the Earth de-
pending upon the land/sea (ocean) ratio and upon the CO,
content - is a self-regulating process, operating according to
the biospheric homeostate principle (Barınov, 1972). In a
more general form the ratio land/sea (ocean), atmosphere and
terrestrial vegetation obey mechanisms of autocorrelation
(Funner, 1981).
And now about the climatic conditions in EPR during the
Late Cretaceous. The sea basıns of EPR belonged to the sou-
thern part of a wide warm climatic belt. In the middle of the
Late Cretaceous, when the aquatoria have been at their lar-
gest, the temperatures of sea water were higher than during
the Early Cretaceous. According to micropalaeontological
(BETTENSTAEDT, 1962; WICHER, 1953), macropalaeontological
(JELErzZKyY, 1951) data, as well as by the dispersal of Coccoli-
thophoridae (REınHARDT, 1973) and the data of isotope palae-
othermometry (Teıss & Naıpın, 1973) a slight drop in tempe-
rature took place in the Early Maastrichtian. This fits the ab-
ove quoted scheme of the colder spells at the end of the Creta-
ceous period. However, undoubtedly, the process has been
much more complicated - the refrigeration has not been uni-
form, which is indicated by somewhat higher temperatures
(as compared with the Early Maastrichtian) recorded accor-
ding to the Late Maastrichtian fauna. It ıs possible that the
Late Maastrichtian warming up is associated with the peculia-
rities of the Late Maastrichtian palaeogeography mentioned
higher up. Relatively sharp transient temperature fluctuations
may have occured at the Maastrichtian-Danian boundary
(Naıpin, 1976a: 201).
seas of the EPR - white chalk, the accumulation of which re-
flects a maximum in the abundance of the phytoplankton.
In the light of the problem on the establishment of the role
of terrestrial and marine plants in the CO, balance of the at-
mosphere refered to in section IV of this paper, it is most im-
portant to correlate events that took place in the oceans with
those that occurred on land. Material available for the land
shows that a rearrangement of the vegetable kingdom and a
very drastic change in the evolution of insects took place at the
end of the Aptian - in the Albian — maybe during the begin-
ning of the Cenomanina (ZHERIKHIN, 1978). A determining
role in the organic world does not belong to the largest but
most numerous organisms that have the greatest biomass
(RODENDORF & ZHERIKHIN, 1974: 87). In the ocean such orga-
nisms were planktonic forms, while on the land - invertebra-
tes, first of all insects. It seems that times of biota rearrange-
ments (in the oceans oligotaxic episodes according to FISCHER
and ARTHUR) of the and and sea in general have been more
lengthy. By such stages of major biogeocenosis changes was
limited on the whole the Late Cretaceous (nearly exactly cor-
responding the polytaxic episode 94-62 million years of
FiscHEr and ARTHUR): the Albian (maybe the end of the Ap-
tian) — nearly the entire Cenomanian to its beginning and the
end of the Maastrichtian — the beginning of the Danian - after
1,
114
REFERENCES
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| Zieeinn | mo | 115-121 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627
A preliminary study of the Upper Cretaceous of the Western
Tarim Basin (South Xinjiang, China) with special reference to its
transgressions
YANG HENG-REN, TANG TIAN-FU, LAN XIU, HU LAN-YING, YU CONG-LIU, ZHANG YI-YONG,
ZHONG SHI-LAN*) & WEI JING-MING**)
With 2 text figures and 1 plate
ABSTRACT
Western Tarım Basin, $. Xinjiang is one of the most impor-
tant regions for study of marine Cretaceous in China. The
Upper Cretaceous strata are widespread and well developed
with about 500 m thickness. They are composed of two
transgression cycles and contain a great variety of fossils,
more than ten groups in total.
The Late Cretaceous faunal assemblages in this area belong
to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan Realm.
On the whole, they show the same features as those in the
Central Asia of USSR. The seawater from Tethys sea having
invaded at least twice eastward the Tajık Basin in Central Asia
of USSR entered into the Western Tarım Basin by way east-
ward of the Alai mountain valley.
KURZFASSUNG
Das Tarım Becken in Süd-Xinjiang (NW-China) ist eines
der wichtigsten Gebiete zur Untersuchung der marinen
Kreide Westchinas. Die Oberkreide ist weitflächig aufge-
schlossen und erreicht 500 m Mächtigkeit. Die Abfolge zeigt
2 Transgressions-Zyklen und enthält eine reiche Fauna mit
Vertretern aus mehr als 10 Gruppen. Die Oberkreide Fau-
nen-Vergesellschaftungen gehören paläobiogeographisch zur
Ostmediterranen Subprovinz der Tethys; sie zeigen große
Ähnlichkeit zu gleichalten Ablagerungen im zentralasiati-
schen Teil der USSR. Das Meer aus der Tethys griff minde-
stens zweimal ostwärts über das Tajık Becken (Zentralasien,
USSR) hinaus und gelangte nach Osten über die Alai-Ge-
birgs-Furche bis in das westliche Tarım Becken.
INTRODUCTION
Situated in Northwestern China the Western Tarım Basın ıs
one of the most important regions for the study of marine
Cretaceous strata in China, where the Upper Cretaceous is
widespread and dominated by marine sediments. Over the
past two decades, various prospecting teams from the petro-
geological departments have made contributions to the classi-
fication and correlation of the Upper Cretaceous, establish-
*) Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sinica,
Chi-Ming-Ssu, Nanjıng, China;
**) Exploration and Development Research Institute, Xinjiang Pe-
troleum Administration, Urumchi, China.
ment stratigraphical and paleontological sequences, naming
formations and looking into the problem of transgressions.
According to previous authors, the Upper Cretaceous con-
sists ascendingly of such formations as Kukebai, Wuyitake,
Yigeziya and Tuyilouke, characterized mainly by terrigenous
clasts, carbonate rocks and evaporites, in association with
plenty of bivales, ostracods, foraminifera, gastropods, serpu-
loidea, ammonites, echinoids, brachiopods, bryozoans, di-
noflagellates, calcareous algae and sporo-pollen, some of
which, however, have not yet been studied. The Kukebai
Formation yields fossils in great abundance, and the Yigeziya
Formation comes next. In the Wuyitake Formation occurs
116
sporo-pollen, while in the Tuyılouke Formation appear only
fragmentary remains. As a result of our study, it is suggested
that the ages of the above formations are Cenomanıan, Turo-
nian, Turonian-Senonian, Senonian-Maastrichtian and Maa-
strichtian respectively.
This paper was the results from a field investigation during
the summer of 1980 in such counties as Uluggat, Yengisar and
Yarkant in southern Xinjiang (Fig. 1). Here is a brief account
of the Upper Cretaceous biotic aspects as well as its trans-
gresions.
STRATIGRAPHY
—
%*
Wugio(Uluggat)
Kashı
(Kaxgar)
Shache
(Yarkant)
Yecheng
(Kargılık)
Piıshan
(Guma)
Hotan
Fig. 1. Location ofstudy area in Western Tarım
Basın, S. Xinjiang.
In W Tarim Basin, the Upper Cretaceous is widely distri-
buted along the foot of southern Mt. Tianshan and Mt. Kun-
lun. The strata, about 500 m thick, are well exposed and di-
stinct in sequence. Generally, there is an extensive spread of
fossil groups with a remarkable vertical varıation.
Based on lithology and fossils, the Upper Cretaceous may
be divided into four formations, commonly conformable
with each other. The stratigraphical sequence in ascending
order is as follows:
Kukebai Formation. This formation conformably
overlies the continental Lower Cretaceous Kezelesu Group,
which may be subdivided into two members.
Lower Member: This member, 93,61 m thick, may be sub-
divided into four parts: grey whitish fine sandstones at the
base, variegated silty mud stones, mud stones intercalated
with dolomites and gypsums in the lower part; grey biomicri-
tes in the middle and dark grey mud stones intercalated with
dolomites in the upper. Atthe very base an imprint of marine
bivales Anadara was found for the first time. In the middle
and upper part there occur abundant fossils, including fora-
minifers Orientalia exilis Bykova, etc., commonly known
from the Cenomanian in Central Asia of USSR.; bivalves
Rhynchostreon and Planocaprina (Akeche section) etc.,
known from the Cenomanian-Turonian in Asia, Europe and
America, and from the Albian-Cenomanıan in Mexico and
other countries respectively; ostracods “Cytherettinella”,
etc., known from the Cenomanian-Turonian in Central
Asıa, USSR; dinoflagellates Cyclonephelium vanophorum
Davey, etc., known mainly from the Cenomanian in Britain
and Canada. Besides, the rich sporo-pollen characterized by
the Interulobites-Taurocusporites assemblage, which is chief-
ly composed of Schizaeoisporites spp., Interulobites spp.,
and Taurocusporites spp., and is especially predominated by
Pteridophyta most probably of Cenomanian age. The age of
the above-mentioned fossıls tends to be Cenomanian and,
consequently, the Lower Member of the Kukebai Formation
is regarded as the Cenomanian.
Upper Member: On the basis of the lithofacies and biotic
assemblages, this member, attaining a total thickness of
83,87 m, ıs subdivisible into two parts. The lower part con-
sists of grey Ostrea-limestones, while the upper part is com-
posed of dark grey mud stones intercalated with biomicrites,
yielding very abundant fossils, some of which such as ammo-
nites, gastropods, etc., are present only in a few beds. The bi-
valves in the lower part are represented mainly by Ostrea de-
lettrei CoQuanD, forming a coquina bed, known from the
Turonian in Central Asia, decreasing upward in numbers and
replaced by plenty Trigonia (Korobokovitrigonia), Trigonar-
ca, etc., the former being found from Barremian-Turonian in
Central Asia, Algeria, Spain and other countries, while the
latter from the Upper Cretaceous in India, Africa, Europe
and America respectively. The ammonites represented here
by Thomasites occurs widely in the beds of Tethyan region
generally thought to be early Turonian, with records from
Algeria, Egypt, Lebanon, Syria, Spain, southeastern France,
Nigeria and Turkestan. The ostracods assemblage containing
Schuleridea atraxa MANDELSTAM et ANDREEV, “Cytherettinel-
la” mandelstamı ANDREEV, Alatacythere turonica (MANDEL-
stam), “Tetisocypris” proceraformis (MANDELSTAM), “Bron-
steiniana” sp., etc., known from Turonian in Central Asıa of
USSR., also shows similarities to those in Egypt and other
coastal Mediterranean countries. Gastropods such as Helican-
lax securifera (FORB.) ıs found from the Cenomanian-Turo-
nıan in India. Dinoflagellates Odontochitina operculata
(WETZEL), is known as the zonal fossil from Campanian in E
Canada and Texas of USA. Sporo-pollen characterized by
Trisolissporites-Cranwellia assemblage contains mainly Schi-
zaeoisporites spp. and Trisolissporites spp., etc., in which the
quantity and species of Angiosperm were on the increase,
suggesting an age of Turonian. Judging from ammonites and
other fossils, it is preferable to assign the Upper Member of
Kukebai Formation to the Turonian age.
Wuyitake Formation: This formation, 87,11 m thick,
may be subdivided into four parts: grey greenish, dark brown
argillaceous siltstones and silty mud stones intercalated with
thin-and thick-bedded gypsums in the lower part; white
[77 . Q
© (2 : Transgression
Ds|-s BEushrorlongEy; Miagunsazossisilles neescn
| a|l2=
5|o
Ss |. E en
5 x u) Brown reddish sandstones-conglo-
e|= ee merates and sandstones intercala-
o|= ——— ted with gypsums
s|I2> =
=|r ezurıe
ms
l o
_ Brown reddish,, grey limestones
c 7 —— —_
Se >
= |" =
<|-- $ =
9 = Pink limestones intercalated with | Biradiolites bo/djuanensıs, Osculigera
je 3 za %\ rudist limestones Paıjenborchella cf. asiatıca ,
5 rÜ —t "Bronsteiniana” Sp.
o o
zZ = =] X) |
| Sea
c — 40
o &: = Pınk limestone
> = \ imes s
c N ei — 20
o|w —-
o :
S BE —_ I ll
oO Z zZ Grey.grey greenish limestones,
” Ze dolomites and rudist fime-
——z= stones intercalated with grey
= EE greenish mud stones
c Variegated siltstones
o
le — — —
ce|o —
os ——] Dark purple mud stones intercala-
Ze) ==] ted with gypsums
o 9y
(7) E —
[= Se
j °o
[res
= e
o|o White thick bedded gypsums
- |Xx
o
BE 2 |
EN = > Grey greenish,dark brown argilla-| Schizaeoisporites spp., Senegalosporites
=) 2 — — | RE siltstones and silty mud spp., Lygodium cf. obsoletum,, Xinjiang-
= = stones intercalated with gypsums pollis spp.
e => Ostrea delettrei, Trigonia (korobokovitrigonia),
(£, =—— rıgonarca
Sg @ I | Dark grey mud stones intercala- nern jankoi
a —— Fed +h | + Schuleridea afraxa ‚Alafacyfhere furonıca,
= EI ed Zwitn limestones "Cytheretfine/lla” mandelstami
2 == Thomasites koulabıcus , Placenticeras placenta
2 S Helicaulax securifera ‚Bıllifusus steliczkai,
olo Swen Gyrodes tenellus
RE — Odontochitina operculafa , Pterospermella
>) nes: ER 2 Trisol }
o E72 chızaeoısporıfes Spp.,/rısolısspor’fes spp.
re Ss ST To] Grey ostrea limestones Zlivisporis spp., Gabonisporifes spp., 4
zu DaES Jugella spp., Cranwellia spp.
° zn
u =————
= — Dark grey mud stones intercala- e
= = —— Rhyncostrean , Planocarprina, Anadara
° 5 ==} ted with dolomites Orientalia 'exilis, Placopsilina,Haplophrag-
ae no ee nium luekei
Sl E — "“Cytherettinella” sp., Alatacythere sp.
SR >I or Cyclonephelium vannophorum, Subtilisphaera
E rar 5 Sp.
A = Io Grey limestones Schizaeoisporites spp.,Interulobites spp.,
2% 5 ————— Taurocusporites spp., Cicafricosisporites
Oo 3 Pf Variegated silty mud stones, Spp-, Inieolpites sp.
& Er —— mud stones intercalated with
—————] dolomites and gypsums
Se NM \| MA
7
een FI Fe ee EI EI Fi
Sand- Siltstone Sandstone Silty mud Argillaceous Mud stone Reef Bioclastic Dolomite Gypsum Birds eye Pellet
stone -Conglo- sfone siltstone limestone lımestone structure
merate
MA — Marine strata NM —- Nonmarine strata
Fig. 2.
Schematic Stratigraphy of the Upper Cretaceous in Uluggat and Yengisar distriets, S. Xinjiang.
117
118
thick-bedded gypsums in the middle; dark purple mud stones
intercalated with gypsums in the upper and variegated siltsto-
nes at the top. So far only sporo-pollen has been found in the
lower part, consisting mainly of Schizaeoisporites spp., Sene-
galsporites sp. and Lygodium cf. obsoletum, in which the
Pteridophyta is predominant, bearing the same assemblage as
that of the Upper Member of Kukebai Formation. However,
the Angiosperm becomes even more abundant both in quan-
tity and in species, its age still belonging to Turonian. Taken
into account the sporo-pollen in the lower part as well as the
age of the overlying Yigeziya Formation, the Wuyitake For-
mation seems to belong to Turonian-Senonian.
Yigeziya Formation: According to the lithological
characters, this formation, with a total thickness of 162 m,
may be subdivided into four parts: grey, grey greenish bio-
clast-bearing micrites, calcareous microcrystalline dolostones
bearing bioclasts and rudist limestones intercalated with grey
greenish mud stones in the lower part; pink bioclast-bearing
micrites ın the middle; pink forams-bearing micrites with
birds eye structure intercalated with a few reddish limestones
in the upper and brown reddish, grey bioclast-bearing micri-
tesatthetop. The rudists mainly found in the lower and upper
parts, carry Osculigera and Biradiolites boldjuanensis Bob-
kova, the former being known to exist from the Senonia-Maa-
strichtian ın Iran, while the latter from the Maastrichtian in
Central Asia of USSR. Ostracods such as Pajjenborchella cf.
asiatica AÄNDREEV in the lower part was originally reported
from the Campanian-Maastrichtian in Central Asia, USSR.
Based on the bivales and ostracods, this formation may be-
long to the Senonian-Maastrichtian age.
Tuyilouke Formation: This formation, about 80 m
thick, ıs disconformably or unconformably overlain by the
Paleocene Aertashi Formation. It consists of brown reddish
sandstones-conglomerates and fine to medium-grained sand-
stones intercalated with gypsums, with a few fragments of fo-
raminifers, bryozoans, echinoids and gastropods. From the
ages of the underlying and overlying formations, the Tuyi-
louke Formation may be presumably assigned to the Maa-
strichtian age.
TRANSGRESSIONS AND REGRESSIONS
Based on the characteristics of the depositional formation
of strata, lithology and fossils (fig. 2), the Upper Cretaceous
is divided into two cycles of transgressions-regressions: the
first cycle ranging from the Kukebai Formation to the Wuyi-
take Formation, and the second from the Yigeziya Formation
to the Tuyilouke Formation.
In the first cycle the base of Kukebai Formation consists
mainly of terrestrial deposits along with some gypsums and a
few marine beds, indicating the beginning of transgression,
then followed by grey biomicrites — dark grey mud stones —
grey Ostrea-limestones — dark grey mudstones, representing
the main phase of the transgression. The fossils contained in
the formation are dominated by benthonic and some plankto-
nic faunas, such as ostrea, bryozoans, serpuloidea and am-
monites, a fact which suggests that the depth of seawater os-
cillated between the shoal and the basinal gulf of shallow sea.
In the Wuyitake Formation there are varıegated sandstones
and mud stones intercalated with several gypsum beds, reflec-
ting an accumulation mainly in a lagoonal environment as a
result of regressions. Results of sporo-pollen analysis show
that the first cycle was deposited under tropical and subtropi-
cal conditions, while the presence of gypsums at the early and
later stages was attributed to an arıd climatie condition.
The second cycle differs somewhat from the first cycle in
being presented by transgression carbonate rocks of the Yıige-
zıya Formation, which consist of grey biomicrites and rudist
limestones intercalated with a few mud stones, showing that
the transgression had reached its peak. The continuation of
transgression and the shallowing of depositional environment
is evidenced by pink biomicrites and pellet micrites, wherein
the birds eye structures and some rudist limestones sometimes
occur, indicating a rather shallow-water environment under
upper subtidal to intertidal condition, occasionally restricted
to the subtidal range, that is to say the seawater starting to re-
treat. The Tuyilouke Formation consists of brown reddish
sandstones - conglomerates and bioclast - bearing micrites in-
tercalated with gypsums, carrying fragments of foraminifers,
etc., indicating the beginning of regressive stage, presumably
to be deposited under rather hot and arid tropical environ-
ments.
From the foregoing, it is clear that after a long period of
continental deposition in Jurassic and Early Cretaceous, there
were twice moderate transgressions in this region, one ran-
ging from Cenomanıan to Turonian, the other from Senonian
to Maastrichtian. The seawater from the Tethys having inva-
ded eastward the Tajık Basın in Central Asıa of USSR entered
into the depression between southern Mt. Tianshan and Mt.
Kunlun of China by way eastward of the Alai mountain val-
ley, extending eastward again to the east of Uluggat, turning
to the southeast and reaching finally to southeastern Guma,
forming a long and narrow shallow gulf.
In W Tarım Basın, the Late Cretaceous transgressive-re-
gressive pattern chart indicates that T7 (Global transgressive
[eustatic] peak terms of Hancor and KAurrMmAn, 1979) stands
for the regression, whilst T6, T8 and T9 the peak of transgres-
sion. These figures are approximately in coincidance with
those in Kaurrman (1981) NE and NW China chart, but ra-
ther differ from those in the Global and S-Tibet ones in which
T7 represents a transgressive peak, while T8 and T9 refer to
two minor transgressive peaks.
119
CONCLUSIONS
1. On the whole, the Upper Cretaceous faunal assemblages
(see pl. 1) in this region show the same features as those in cen-
tral Asıa of USSR. They are mainly endemic in forms, belon-
ging to the Eastern Mediterranean Subprovince of Tethyan
Realm, differing, however, from that of the Southern Tibetan
Subprovince.
2. During the Late Cretaceous the seawater from the Te-
thyan seahaving invaded eastward the Central Asian region of
USSR entered seperately into the western Tarım Basin by way
of the Alai mountain valley, forming a gulf of shallow sea,
which was the easternmost locality of the Tethys in S. Xin-
jlang and which was twice undergone transgressions and re-
gressions differing somewhat from those of the global events
in the late Cretaceous period.
ACKNOWLEDGEMENTS
The writers wish to express their sincere thanks to Profs. MU EN-
zHI and Hou YOU-TANG for their critical reading of manuscript.
They much indebted to HE CHENG-QUAN, PAN HUA-ZHANG and HE
GUO-XIONG for identifying some fossil groups, as well as XUE YAo-
SONG for designation a part of rock names and some information on
the depositional environment. Particularly thanks are due to Mr.
ZOU ZHI-XUE for correcting the English manuscript. Finally, the wri-
ters are grateful to those in the technological department of this insti-
tute for taking photographs of the specimens, and drawing maps and
charts etc.
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Plate 1
The biotic assemblages of the Upper Cretaceous of the Wetsern Tarim basin, Xinjtang.
The Lower Member of Kukebai Formation:
1- 2. Anadara sp.
3. Placopsilina cenomana D’ORBIGNY
4. Orientalia exılıs BYKOVA
5. Cyclonephelium vanophorum DAVEY
6- 7. Tauroscusporites spp.
8-10. Interulobites spp.
11-12. Cicatricosisporites spp.
13-14. Schizaeoisporites spp.
15. Tricolpites sp.
16. Classopollis sp.
The Upper Member of Kukebai Formation:
1- 3. Placenticeras placenta DEKAY
4- 6. Thomasites koulabicus (KLER)
7. Trigonia (Korobokovitrigonia) ferganensis ARHK.
8. Ostrea delettrei COQUAND
9. Trigonarca passyana (D’ORBIGNY)
10. Gyrodes tenellus STOLICZKA
11. Helicaulax securifera (FORB.)
12. Billifusus stoliczkaı (COLLIGNON)
13. Uvigerinammına sp.
14. „‚Tetisocypris“ proceraformis (MANDELSTAM)
15. Schuleridea atraxa MANDELSTAM et ANDREEV
16. „‚Bronsteiniana‘ sp.
17. Alatacythere turonica (MANDELSTAM)
18. Brachycythere sp.
19. „‚Cytherettinella“ mandelstami ANDREEV
20-22. Odontochitina operculata (WETZEL)
23-26. Schizaeoisporites spp.
27. Trisolissporites spp.
28. Zlivisporis sp.
29. Gabonisporites spp.
30-31. Cycadopites spp-
32. Jugella sp.
33. Cranwellia sp.
The Wuyitake Formation:
1. Lygodium cf. obsoletum E. Iv.
2- 3. Schizaeoisporites spp.
5- 6. Xinjiangpollis sp.
7. Pentapollenites sp.
The Yıgeziya Formation:
1- 2. Osculigera sp.
3- 4. Biradiolites boldjuanensis BOBKOVA
5. „Cytherettinella“ sp.
Brachycythere sp.
Xestoleberis sp.
Paijenborchella cf. asıatica ANDREEV
„‚Bronsteiniana“ sp.
vsons
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| Zireliann | eo | 123-141 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
Ammoniten und planktonische Foraminiferen aus den Eibrunner
Mergeln (Regensburger Kreide, Nordostbayern)
Von
REINHARD FÖRSTER, ROLF MEYER & HANS RISCH*)
Mit 2 Abbildungen und 3 Tafeln
KURZFASSUNG
Aus den Eibrunner Mergeln (Obercenoman/Unterturon)
wird erstmals eine umfangreiche Ammonitenfauna beschrie-
ben; sie umfaßt 10 Arten, die 8 Gattungen zugeordnet wer-
den. Die Fauna läßt sich mit ganz ähnlichen Faunen des An-
glo-Pariser Beckens vergleichen, charakteristisch für die
obercenomane Metoicoceras geslinianum Zone der plenus-
Mergel. Die Cenoman-Turon-Grenze liegt nach planktoni-
schen Foraminiferen am Benberg unmittelbar über einer mar-
kanten Kalkmergellage (ca. 2,3 m über der Basis), die noch
vereinzelt Metoicoceras geslinianum (D’Ors.) führt. In den
Eibrunner Mergeln konnten die höhere cushmani-, ar-
chaeocretacea- und helvetica-Zone nachgewiesen werden.
ABSTRACT
An ammonite fauna from the Eibrunner Mergel (Upper
Cenomanian and Lower Turonian) is described; it comprises
10 species, referred to 8 genera. They can be correlated with
similar faunas from the Anglo-Paris Basin, equivalent to the
Late Cenomanian Metoicoceras geslinianum Zone of the Ple-
nus Marls. The correlation by planktonic foraminifers shows
that in the sequence of the Benberg the Cenomanian-Turo-
nıan boundary lies just above a significant marly limestone
band with the last occurrence of Metoicoceras geslinianum
(D’ORrs.). The marls can be equated with the upper cushmanı,
the archaeocretacea and helvetica Zones.
EINLEITUNG
In den 40 Jahren seit der ersten zusammenfassenden Bear-
beitung der Makrofauna der Regensburger Kreide durch
Dacaue (1939) sind über die Eibrunner Mergel nur wenige
ergänzende Daten (ÖscHmAnn 1958: 78; BAUBERGER et al.
1969: 112; Weiss 1982: 68) veröffentlicht worden. Die allge-
mein ungünstigen Aufschlußverhältnisse, das Verschwinden
vieler alter Fundstellen durch Verfüllung und Bebauung, die
Seltenheit von Makrofossilien und ihre meist mäßige Erhal-
tung bewirkten ein nur geringes Interesse bei Sammlern und
Institutionen, so daß nur wenig neue Informationen und Ma-
terial zusammen kamen. Dagegen nahm die Kenntnis der Mi-
krofaunen mit der zunehmenden Bohrtätigkeit ständig zu.
*) R. FORSTER, Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und
historische Geologie, Richard-Wagner-Straße 10, D-8000 Mün-
chen 2;R. MEYER, H. RıscH, Bayerisches Geologisches Landes-
amt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22.
Dacaque£ hatte ausschließlich auf altes Sammlungsmaterial zu-
rückgreifen müssen, welches, wie er selbst bedauernd
schrieb, ‚‚vielfach unzureichend etikettiert‘‘ war; so ergaben
sich zwangsläufig beträchtliche Abweichungen in der strati-
graphischen Einstufung alter Fundstellen mittels Makro- und
Mikrofaunen.
Funde von Ammoniten sind in der Regensburger Kreide
insgesamt sehr selten. Die ersten Ammoniten aus den Ei-
brunner Mergeln (Acanthoceras rhotomagense [Bronc.],
Calycoceras naviculare |MAnrT.]) erwähnte bereits GUMBEL
(1868: 753). Dacqu£ (1939) beschrieb sechs weitere Arten
(Mantelliceras mantelli |Sow.], Puzosia gesliniana [D’Ore.],
Turrilites costatus Lam., Scaphites aequalis Sow., Scaphites
rochatianus D’Ors. und Baculites subbaculoides GEiNITZ);
davon überstanden nur drei Exemplare die Kriegseinwirkun-
gen in München und Regensburg; C. cf. naviculare aus dem
Grünsandstein von Kapfelberg (Taf. 4, Fig. 2, s. S. 131),
124
) REGENSBURG
/
/
Fa Wien
a O München
——
Abb. 1: Lageskizze des Aufschlusses im Autobahn-Einschnitt am Benberg (BAB A 93, Regensburg —
Weiden), ca. 6,5 km nördlich Regensburg (Blatt Regensburg Nr. 6938; R 4507 200, H 5438 000).
S. rochatianus (Taf. 16, Fig. 34 = Worthoceras vermiculum,
s.$. 130) und B. subbaculoides (Taf. 6, Fig. 6, s. S. 131) aus den
Eibrunner Mergeln vom Winzerberg. Bei den beiden anderen
abgebildeten Stücken vom Winzerberg dürfte es sich um
Fehlbestimmungen gehandelt haben. Dacauz’s A. rhotoma-
gense (Taf. 6, Fig. 5) entspricht weitgehend E. septemseria-
tum (Cracın) (s. S. 132) und M. mantelli (Taf. 2, Fig. 13, 14)
P. dentonense (MOREMAN) (s. $. 132). Ungeklärt bleibt die ta-
xonomische Stellung der beiden restlichen Ammoniten, da sie
weder abgebildet noch ausreichend beschrieben wurden und
auch ihr Fundort unbekannt ist.
Beim Neubau der Autobahn Regensburg-Weiden entstan-
den zahlreiche neue, wenn auch meist nur kurzfristige Auf-
schlüsse. Westlich des Regen bei Zeitlarn, ca. 6,5 km nördlich
Regensburg war in bis zu 30 m tiefen Einschnitten in den
Benberg, Otterberg und Altenberg die gesamte obercenoma-
ne/unterturone Schichtenfolge vom Grünsandstein bis in die
Reinhausener Schichten aufgeschlossen. Nach einer ersten
Einstufung mittels planktonischer Foraminiferen wurde der
südlichste Einschnitt am Benberg als Standardprofil ausge-
wählt und beim 2. Kreide-Symposium in München (1982)
vorgestellt (s. Exkursionsführer: A 34). Während der Exkur-
sion wurden im tieferen Teil der Eibrunner Mergel einige
Ammoniten gefunden. Eine anschließende Grabung lieferte
eine individuenreiche, jedoch artenarme Fauna. Sie stammt
ausschließlich aus einer einzigen, ca. 40 cm mächtigen Lage
aus der obersten cushmani-Zone. Die weiter nördlich gelege-
nen Einschnitte erbrachten eine fast identische Gliederung
der Eibrunner Mergel, wobei das Faunenbild lokal vor allem
ım höheren Teil sehr verarmt, vermutlich durch Verwitte-
rungseinflüsse.
SIERIMTIGRADBFITE
Der Autobahneinschnitt am Benberg erschließt im Liegen-
den ca. 15 m hellgraue Massenkalke des Malm Epsilon
(Oberkimmeridge). Sie sind teilweise stärker verkarstet und
von Höhlen durchzogen. Mehrere Meter tiefe Karsttaschen
sind mit hellweißen bis tiefroten groben Sanden und Kaolın-
tonen der Schutzfelsschichten gefüllt, zum Teil mit deut-
Reinhausener Schichten
e=
(©)
cc
>)
m
cc
wu
ns
z
=)
Eibrunner Mergel
lichen Sackungserscheinungen. Die fluviatil-terrestrischen
Füllungen schließen lokal mit einer ca. 15 cm mächtigen Lage
kohlig-schwarzer Pflanzentone ab, teils mit einem fossilen
Wurzelboden. Sie enthalten zwar zahlreiche kohlige Pflan-
zenreste, jedoch keine Pollen. Diskordant über Malm und
Schutzfelsschichten folgt mit einer fast ebenen Transgres-
feinkörnige, kieselige
Kalksandsteine
dunkle Mergel )
P. helvetica
W. archaeocretacea
Kalkmergelbank
OBERCENOMAN
Regensburger Grünsandstein
Abb. 2:
_Py®& 0@®&__|_ 3m. geslinianum
dunkle
Mergel R.cushmani
\ _s@ _"
®
G
dickbankiger
Grünsandstein
Karsttaschen mit
Schutzfelsschichten
in Schwammkalken
des Malm
Lithologisches Profil im Autobahn-Einschnitt am Benberg mit der Abfolge von Schutzfels-
schichten in Karsttaschen (bis 10 m) in den liegenden Schwammkalken des Malm Epsilon, Regensburger
Grünsandstein (8,75 m), Eibrunner Mergel (ca. 7,5-8,5 m) und Reinhausener Schichten (>15 m).
126
sionsfläche der Regensburger Grünsandstein (Oberce-
noman) mit einer Mächtigkeit von etwa 8,75 m. Es handelt
sich hier um die dickbankige (1-3 m) Ausbildung eines fein-
bis mittelkörnigen Glaukonitkalksandsteins mit zahlreichen
Freß/Grabbauten und einer reichen Muschelfauna (insbeson-
dere Exogyra columba LAM., Merklinia aspera [LAM.)).
Die typische Fazies des oberen, plattigen Grünsandsteins ist
nur durch eine Abnahme der Bankmächtigkeit im oberen
Drittel angedeutet.
Mit scharfer Grenze folgen über dem Grünsandstein
7,50-8,50 m mächtige Eibrunner Mergel; genaue Mäch-
tigkeitsangaben waren nicht möglich, da zu den hangenden
kieselig-kalkigen Reinhausener Schichten ein kontinuierli-
cher Übergang besteht. Die dunkelgrauen, verwittert mehr
grünlichbraunen, Pyrit-reichen, feinsandigen, glimmerhalti-
gen, gelegentlich undeutlich feingeschichteten Mergel enthal-
ten vor allem an der Basis noch etwas gröberen Glaukonit-
sand. Der Kalkgehalt des frischen Mergels liegt (nach Saı Ger)
etwa zwischen 6 und 34%. Der Feinsandgehalt schwankt
nach Eliminierung des unsicheren Karbonatanteils gewöhn-
lich um 20% (+10%). Ab 7,20 m steigt er stetig an von zu-
nächst 30% bis auf über 50% (bei 8 m) und zeigt so den all-
mählichen unscharfen Übergang in die Reinhausener Schich-
ten an. Die Hauptbestandteile der Eibrunner Mergel sind die
Tonminerale Montmorillonit (85% des Ton-Anteils in der
Fossillage) und Illıt (15%).
Die insgesamt eintönige, uniforme, an Makrofossilien ex-
trem arme Folge wird 1,7 m über der Basis durch eine
20-40 cm mächtige, stark bioturbate Lage unterbrochen. Sie
ist gegenüber den liegenden und hangenden Mergeln von ei-
nem dichten Netzwerk von Chondhrites-Freßbauten durch-
setzt und lieferte eine für die Eibrunner Mergel einmalig rei-
che Fauna. Die Ammoniten sprechen eindeutig für ein höhe-
res Obercenoman-Alter (Metoicoceras geslinianum Zone).
Ab 2,10 m folgt - bei einem nach oben rasch ansteigenden
Karbonatgehalt — eine 15-20 cm mächtige, teils bankartige,
teils knollig absondernde Kalkmergel-Lage; sie führt gele-
gentlich noch Einzelklappen größerer Bivalven, M. geslinia-
num, Sciponoceras und Actinocamax sp. Darüber setzen er-
neut die dunklen, uniformen Mergel ein, die ab 8 m kontinu-
ierlich in die hellen Reinhausener Schichten übergehen. Nach
dem mikropaläontologischen Befund mittels planktonischer
Foraminiferen reicht die obercenomane cushmani-Zone bis
mindestens 2,3 m, d. h. bis über die Kalkmergelbank. Ab
2,6 m tritt erstmals Whiteinella archaeocretacea (PEssaGNo)
auf (Grenzbereich Cenoman/Turon = Zone ä grandes Glo-
bigerines Sıcar) und reicht bis mindestens 3,6 m. Ab 4 m
setzt Praeglobotruncana helvetica (BoLLi) ein und ist bis
6,9 m nachweisbar, d. h. ab hier gehören die Mergel ins Un-
terturon. In den höheren Partien des Profils kommt es zu ei-
ner zunehmenden Verarmung an kalkschaligem Plankton,
während der Anteil an Sandschalern zunimmt. Dieser schein-
bare faunistische Wechsel ist zumindest lokal auf die starke
Entkalkung bei späteren Verwitterungsvorgängen zurückzu-
führen, wobei gleichzeitig eine deutliche Aufhellung der
dunklen Mergel durch die Oxydation des hohen, feinverteil-
ten Pyritgehalts erfolgte. Das dürfte auch der Grund dafür
sein, daß hier am Benberg Marginotruncana schneegansi (Sı-
GAL) und damit die schneegansi-Zone für den oberen Teil der
Eibrunner Mergel nicht nachgewiesen werden konnte wie am
Mühlberg bei Bad Abbach ca. 15 km weiter südlich (Weiss
1981: 281).
Ab 7,5 m schalten sich zunehmend dünne kieselige, fein-
körnige Kalksandsteinlagen ein, bzw. in verwittertem Zu-
stand helle, leichte Kieselskelettsandsteine, bis schließlich ab
8,5 m die kieselig-kalkige Fazies der Reinhausener
Schichten vorherrscht. Diese werden nach 10-15 m durch
tertiäre Rotlehme und Sande gekappt und überdeckt. Die
Reinhausener Schichten enthalten nur eine arme Makro- und
Mikrofauna (Bivalven, u. a. /noceramus labiatus SCHLOTH.,
Seeigelreste, Sandschaler). Sie sind reich an Schwamm-Spicu-
lae. Schon im tiefsten Teil (erstmals bei 8,4 m) treten zwi-
schen den bis zu 1 m mächtigen, von Hornsteinen durchsetz-
ten hellen Kalksandsteinbänken einzelne dünne (bis 0,25 m)
mürbe Glaukonitsandmergel-Lagen auf mit einer armen
Sandschalerfauna und mit Fischzähnchen.
Der mikropaläontologische Befund lieferte folgende Glie-
derung:
9,70 m (A 80/82) Rugoglobigerinidae
Arenobulimina sp.
Psammosphaerea sp.
6,90 m (A 78/82) Praeglobotruncana helvetica (BOLLI)
Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO
Whiteinella brittonensis
(LOEBLICH & TAPPAN)
Hedbergella sp.
Gavelinella sp.
Frondicularıa sp.
Marginulına sp.
Dentalina sp.
Psammosphaera sp.
Ostracoda: Cytherelloidea sp.
Alter: helvetica-Zone
5,40 m (A 77/82) Praeglobotruncana aumalensıs (SIGAL)
Lingulogavelinella globosa (BROTZEN)
Gavelinella div. sp.
Arenobulimina div. sp.
Psammosphaera sp.
Fischzähnchen
4,00 m (A 76/82) Praeglobotruncana helvetica
(vergl. RıscH, 1983: Taf. 1, Fig. 7-9)
Praeglobotruncana praehelvetica
Praeglobotruncana stephanı (GANDOLFI)
Dicarinella hagnı (SCHEIBNEROVA)
Hedbergella sp.
Gavelinella div. sp.
Lenticulina sp.
Marginulina sp.
Neoflabellina sp.
Psammosphaera sp.
Ostracoda:
Bairdoppilata acntıcanda praecedens
POKORNY
Cytherelloideidae u. a.
Alter: tiefste helvetica-Zone
3,60 m (A 75/82) Praeglobotruncana gibba KLAUS
Praeglobotruncana stephani
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paradubia (SIGAL)
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae TEN DAM
Gavelinella div. sp.
Lenticulina div. sp.
Marginulina sp.
Frondicularıa sp.
3,30 m (A 74/82)
3,10 m (A 73/82)
2,80 m (A 49/81)
2,60 m (A 72/82)
2,30 m (A 71/82)
Ostracoda:
Isocythereis grossonvrensis DONZE
Cytherelloideidae
Alter: archaeocretacea-Zone
Whiteinella archaeocretacea
(vergl. RıscH, 1983: Taf. 1, Fig. 4-6)
Whiteinella brittonensis
Whiteinella baltıca DOUGLAS & RANKIN
Praeglobotruncana praehelvetica
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Neoflabellina sp.
Frondicularia sp.
Ammodiscus sp.
Ostracoda:
Bairdoppilata acnticanda praecedens
Cytherelloideidea
Isocythereis grossouvrensis
Bryozoen
Seeigelstacheln
Fischzähnchen
Alter: archaeocretacea-Zone
Praeglobotruncana stephanı
Praeglobotruncana gibba
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Lenticulina div. sp.
Frondicularıa sp.
Dentalina sp.
Neoflabellina sp.
Textulariidae
Rzehakina sp.
Ostracoda:
Rehacythereis aff. kodymi POKORNY
Isocythereis grossonvrensis
Cytherelloideidea u. a.
Alter: archaeocretacea-Zone
Whiteinella brittonensis
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paradubia
Kalkschalerbenthos
Sandschaler
Ostracoda:
Bairdoppilata acuticanda praecedens
Alter: archaeocretacea-Zone
Praeglobotruncana stephani
Whiteinella archaeocretacea
Hedbergella sp.
Eggerellina mariae
Ramulına sp.
Lenticulina div. sp.
Gavelinella div. sp.
Rzehakina sp.
Ostracoda:
Cythereis aff. fournetensis DAMOTTE
Isocythereis grossonvrensis
Bairdoppilata acuticauda praecedens
Cytherelloideidae
Fischzähnchen
Alter: archaeocretacea-Zone
unmittelbar über den Kalkmergeln
Rotalıpora cushmani (MORROW)
Hedbergella sp.
Lenticulina sp.
Eggerellina mariae
Gavelinella div. sp.
Guttulina sp.
2,10 m (A 70/82)
1,80 m (A 47/81)
0,80 m (A 45/81)
0,20-0,30 m (A 44/81)
(A 69/82)
Ostracoda:
Bairdoppilata acuticanda praecedens
Bairdoppilata litorea POKORNY
Pterygocythereis sp.
Cytherelloideidae
Alter: oberste cushmani-Zone
Mergel über der Chondrites-Lage
Rotalipora cushmani (vergl. RıscH, 1983:
Taf. ‚Fig. 13)
Praeglobotruncana gibba
Hedbergella gr. delrioensis (CARSEY)
Gavelinella sp.
Nodosarıa sp.
Stensiöina sp.
Margınulına sp.
Lenticulina sp.
Rzehakina sp.
Gaudryina sp.
Ramulına sp.
Östracoda:
Isocythereis grossouvrensis
Bairdoppilata acuticanda praecedens
Bairdoppilata litorea
Inoceramenprismen
Alter: cushmani-Zone
Chondrites-Lage
Praeglobotruncana stephani
Whiteinella brittonensis
Kalkschalerbenthos
Sandschaler
Ostracoda:
Bairdoppilata acuticauda praecedens
Isocythereis grossonvrensis
Cythereis cf. reticulata JONES & HINDE
Idiocythere sp. A. DONZE
Seeigelstacheln
Bryozoen
Fischzähnchen
Inoceramenprismen
Alter: cushmani-Zone
Rotalipora cushmani
Dicarinella algeriana (CARON)
Praeglobotruncana gibba
Praeglobotruncana stephani
Whiteinella brittonensis
Kalkschalerbenthos
Sandschaler
Ostracoda:
Bairdoppilata acuticauda praecedens
Alter: cushmani-Zone
über Regensburger Grünsandstein
Rotalıpora cushmani
Rotalıipora deeckei (FRANKE)
Kalkschalerbenthos
Sandschaler
Alter: cushmani-Zone
Basis der Eibrunner Mergel unmittelbar
über dem Grünsandstein
Hedbergella sp.
Gavelinella sp.
Dorothia sp.
Arenobulimina sp.
(stengeliger Glaukonit)
Nach dem mikropaläontologischen Befund ergibt sich fol-
gende Gliederung der Eibrunner Mergel: Die tiefsten 2,3 m
gehören noch zum Obercenoman (cushmani-Zone); darüber
folgen ca. 1,7 m Mergel der archaeocretacea-Zone und ab
4 m über der Basis
rons.
beginnt die helvetica-Zone des Untertu-
m
oo
PALÄOGEOGRAPHIE
Die Regensburger Kreide verdient als nördlicher Randbe-
reich der Tethys bei jeder Nord-Süd-Korrelation innerhalb
Mitteleuropas besondere Beachtung. Die immer wieder ange-
führten engen Faunenbeziehungen zur Sächsisch-Böhmi-
schen Kreide sind auf die sehr ähnlichen faziellen (und damit
ökologischen) Verhältnisse in geologisch vergleichbaren
Räumen am Rande des Böhmischen Massivs zurückzuführen
und nicht aur eine direkte Meeresverbindung über die Mit-
teldeutsche Schwelle; bei allen Faunen handelt es sich um rein
benthonische Gemeinschaften — Bivalven, Gastropoden und
Echinodermen — mit einem hohen Anteil an Endobenthon-
ten. Eine unmittelbare Verbindung über die Mitteldeutsche
Schwelle bestand nach allen bisher gewonnenen paläogeogra-
phischen Befunden in der Regensburger Kreide weder zur
Zeit der Eibrunner Mergel noch später. Ein Faunenaustausch
war jedoch immer über den kurzen Umweg um das Böhmi-
sche Massıv und die östlich davon gelegene Meeresverbin-
dung gegeben.
Der Aufschluß am Benberg liegt noch im Zentrum des Gol-
fes von Regensburg. Während jedoch beim Grünsandstein
eine deutliche Abnahme der Gesamtmächtigkeit gegenüber
dem Bad Abbacher Raum zu beobachten ist (von 16 m
[OscHhmann 1958: 70] auf 8,75 m), nımmt der Eibrunner
Mergel an Mächtigkeit zu (von 6,2 m auf über 8 m). Die Ce-
noman/Turon-Grenze fällt in beiden Gebieten in den unteren
Teil der Eibrunner Mergel (um 2 m [Weiss 1981] bzw. 2,3 m
über dem Grünsandstein). Erst weiter nördlich im Randbe-
reich bei Amberg reduziert sich die Mächtigkeit stärker
(1-3 m, Meyer, 1981), wobei der obercenomane Anteil
(cushmani-Zone) bisher noch nicht nachgewiesen werden
konnte. Das nördlichste Vorkommen an der Postleite west-
lich Sulzbach liegt schon sehr nahe der damaligen Küstenlinie.
Die Reinhausener Schichten erreichen am Benberg mit mehr
als 15 m annähernd die Werte von Bad Abbach (15-25 m).
VORKOMMEN DER MAKROFOSSILIEN UND IHRE ERHALTUNG
Fossilfunde sind in den Eibrunner Mergeln relativ selten;
das gilt auch für die Benberger Abfolge. Lediglich eine
schmale Schicht lieferte eine individuenreiche, jedoch relativ
artenarme Fauna. 1,70 m über dem Grünsandstein kündigt
sich ein Wechsel der ökologischen Bedingungen von den uni-
formen nahezu (makro)fossilleeren Mergeln im Liegenden zu
der fossilreichen Lage durch das plötzliche, massenhafte
Auftreten von Chondrites an. Nach 20-30 cm nimmt die
Dichte des Freßbauten-Netzwerkes rasch ab; es verschwindet
schließlich ganz noch vor dem Einsetzen der hangenden
Kalkmergel. In den Kalkmergeln fehlt Chondrites; sehr sel-
ten treten dagegen Bauten vom Spongeliomorpha-Thalassı-
noides-Typ auf, die im oberen Grünsandstein bzw. in den
Reinhausener Schichten (hier mit dem Erzeuger Callianassa
antıqua ROEMER) sehr häufig vorkommen. Mit der Bioturba-
tion setzt auch die Fossilführung ein. Die größte Fossildichte
lag etwa im mittleren Bereich der Chondrites-Lage; sie nimmt
gegen die Kalkmergelbank ebenfalls rasch ab. Aufgrund von
Einregelung und den allgemeinen Einbettungsbedingungen
muß auf eine ausreichende Wasserbewegung geschlossen
werden, die zum Antransport der parautochthonen/al-
lochthonen Fauna - es handelt sich um eine Taphozönose —
genügte. Aufarbeitungsspuren fehlen selbst bei den dünn-
schaligen Pectiniden; nur bei den Ammoniten kommen Scha-
lenfragmente häufiger vor. Die Fauna ist meist nesterartig an-
gereichert. Die dominierenden Exogyren, Ostreidae und Pec-
tiniden sind in den Genisten nicht selten in dichter Packung
ineinander verschachtelt und verschuppt, häufig zusammen
mit kleinen Gastropoden und mit Worthoceras. Es liegen
meist Einzelschalen vor. Bei den Ostreidae überwiegen die
stark gewölbten linken Klappen (links:rechts = 3:1).
Die Fauna setzt sich größtenteils aus kleinen Individuen
(<40 mm) und Bruchstücken (bei den Ammoniten) zusam-
men. Adulte Exemplare großwüchsiger Arten sind seltene
Ausnahmen und meist nur als Bruchstücke sowohl beim Ben-
thos als auch beim bodenbezogenen Nekton: je ein Exemplar
von Bathrotomarıia cf. linearıs (ManT.) mit 110 mm Durch-
messer, Gervillia sp. mit 76 mm, bzw. mehrere Reste von
Metoicoceras mit 120 mm, Actinocamax plenus (Braınv.)
mit 80 mm. Bei Exogyra überwiegen Schalen jugendlicher
Individuen unter 15 mm; lediglich die hangenden Kalkmergel
enthalten vereinzelt größere Stücke bis zu 40 mm.
Die Fauna ist insgesamt stark verdrückt. Gastropoden und
Ammoniten liegen nur als verdrückte Steinkerne vor. Häufig
sind die Innenwindungen der Ammoniten leicht pyritisiert.
Die Lobenlinien sind nur selten erhalten und dann defor-
miert.
Die aufgesammelte Fauna (1389 Stücke) setzt sich zusam-
men aus:
Bivalven 916 (66%)
Ammoniten 327 (24%)
Gastropoden 117. (8%)
Vermes 16
Einzelkorallen 6
Belemniten 4
Krebse 3
Dazu kommen noch Cidaris-Stacheln, zahlreiche Schup-
pen, Wirbel und sonstige Reste von Fischen, selten Holz- und
Blattreste. Durch die + selektive Aufsammlung sind die
Ammoniten im vorliegenden Material gegenüber den Mu-
scheln, insbesondere den Exogyren (642 Stücke = 46%) und
den Pectiniden (149 = 11%) zu stark vertreten. Die Fauna
enthält u. a. folgende Arten: Gervillia cf. forbesiana D’ORB.,
Inoceramus (1.) ex gr. pictus (Sow.), I. pictus bohemicus Le-
ONHARD, Syncyclonema orbicularıs (Sow.), S. membranacea
(Nırsson), Camptonectes cf. virgatus (Nıiwss.), Neithea
(Neithella) notabilis (Munsr.), Neithea (N.) quinguecostata
(Sow.), N. gibbosa (PuLteney), Rhynchostreon columbum
(Lam.), Amphidonte conica (Sow.), Pycnodonte vesicularis
(Lam.), Rastellum (Arctostrea) carınatum (Lam.), Bathroto-
maria cf. linearis (Mant.) Turritella sexlineata ROEMER,
„,Volutilithes“elongatus D’Ors., Aporrhais (Lispodesthes)
sp., Natica cf. cretacea Goıpdr., Hamulus septemsulcatus
(Corra), Cidaris sp., Actinocamax plenus (Bramv.); es feh-
len Brachiopoden.
In den hangenden 15-20 cm Kalkmergeln nimmt die Fos-
silführung rasch ab. Die obersten Partien enthalten nur noch
eine spärliche Fauna; meist sind es Einzelklappen größerer
Muscheln, vereinzelt auch noch Metoicoceras geslinianum.
Actinocamax plenus kommt ausschließlich in den obersten
15 cm der Kalkmergelbank vor. In dieser Beschränkung auf
einen geringmächtigen Horizont besteht eine auffallende
Ähnlichkeit mit Niedersachsen, wo A. plenus ebenfalls nur
in der sog. plenus-Bank im basalen Rotpläner auftritt (vergl.
ERNST et al., 1983: 536); eine charakteristische Chondrites-
129
Lage an der Basis dieser plenus-Bank (op. cit.: 545, 550) ver-
stärkt diesen Eindruck.
Auch bei den Ammoniten läßt sich eine gewisse Verteilung
innerhalb des Profils erkennen. Calycoceras naviculare tritt
bereits an der Basis der Chondrites-Lage auf und reicht mit
einzelnen Fragmenten größerer Individuen bis in den tieferen
Teil der Kalkmergelbank. Die kleinwüchsigen Formen Wor-
thoceras, Hemiptychoceras, Vascoceras und kleine Exemplare
von Euomphaloceras, Sciponoceras und Psendocalycoceras
sind ausschließlich auf den mittleren Bereich der Chondhri-
tes-Lage (mit der größten Fossildichte) beschränkt; nicht sel-
ten (besonders bei Worthoceras) kommen gleich mehrere Ex-
emplare zusammen mit kleinen Gastropoden und Bivalven
vor. Die höheren Partien der Chondrites-Lage und die dar-
über liegenden Mergel lieferten in nach oben abnehmender
Zahl einzelne, meist größere Fragmente von Calycoceras,
Pseudocalycoceras und Metoicoceras. In den obersten Kalk-
mergeln ist nur noch Metoicoceras vertreten.
SYSTEIMATISCHIERSTEITE
BESCHREIBUNG DER AMMONITEN
Familie Ptychoceratidae Merk, 1876
Gattung Worthoceras Apkıns, 1928
Worthoceras vermiculum (SHUMARD, 1860)
Taf. 1, Fig. 1-9
1860 Scaphites vermiculus, SHUMARD: 594
1939 Scaphites rochatianus D’ORB., DACQUE: 89, Taf.’16, Fig. 34
1942 Worthoceras gibbosum, MOREMAN: 215, Taf. 34, Fig. 7, 8,
Abb. 2q
1972 Worthoceras gibbosum, COBBAN & SCOTT: 43, Taf. 17, Fig. 2
1972 Worthoceras vermiculum, COBBAN & SCOTT: 43
1980 Worthoceras verniculum, MARCINOWSKI: 248, Taf. 2, Fig. 5, 6
Synonymie in MARCINOWSKI (1980: 248)
Material:9 stark verdrückte, annähernd vollständige Ex-
emplare, ca. 50 Anfangsspiralen, selten als pyritisierte Stein-
kerne (BSP 1982 XIX 53-65).
Abmessungen:
D WH d Wh U S D/dx S/dx
1982 XIX 53 158 50 104 40 (0,25) 40 (0,25) 75 1,9 0,9
1982 XIX 54 119 34 80 29 (0,36) 35 (0,44) 51 1,8 0,8
1982 XIX 55 130 31 82 27 (0,33) 38 (0,46) 65 2,0 1,0
1982 XIX 56 =135 27 80 27 (0,34) 37 (0,46) 68 2,0 1,0
1982 XIX 57 128 32 607 20 (0,33), 27.(0,45) 74 254 1,4
1982 XIX 58 121 30 75 26 (0,35) 30 (0,40) 61 2,0 1,0
1982 XIX 59 140, eo 25 (031), 34.0049), , 80 023 3
1982 XIX 60 117 DE GT 24. (0,36), 30.0,A5) 65 oa
1982 XIX 61 106 22 60 21 (035) — — 53 2,0 1,0
D Gesamtlänge; WH maximale Windungshöhe; d Durch-
messer Anfangsspirale; Wh Windungshöhe Anfangsspirale; S
Länge Schaft/Haken; dx Durchmesser Anfangsspirale, ge-
messen in Richtung Haken.
Beschreibung und Beziehungen: In der Fauna vom
Benberg stellen Reste dieser kleinwüchsigen Gattung einen
relativ hohen (22%) Anteil. Meistens liegt nur die evolute An-
fangsspirale vor, überwiegend flach verdrückt oder selten
auch als pyritisierter Steinkern. Die wenigen vollständigen
Stücke stimmen teils mit gleichgroßen Exemplaren von
W. vermiculum überein, teils mit W. gibbosum. Der evolu-
ten Anfangsspirale mit ca. 5 Umgängen folgt ein Schaft von
unterschiedlicher Länge. Es lassen sich zwei Morphotypen
unterscheiden:
1. Stücke mit einem relativ schlanken, langgestreckten Schaft
(D: dx 2.3-2.4) und einer nur geringen Zunahme der Win-
dungshöhe am Ende der Anfangsspirale und im Bereich
des Schaftes. Sie entsprechen den Maßverhältnissen bei
W. vermiculum.
2. Stücke mit einem relativ kurzen massiven Schaft (D: dx
1.9-2.0), wobei die Windungshöhe bereits auf dem letzten
halben Umgang der Anfangsspirale stark zunimmt und
beim Haken maximale Werte erreicht; sie entsprechen
W. gibbosum.
Bei beiden zeigt sich gelegentlich auf der Anfangsspirale
(seltener auf dem Schaft) eine flache, weitständige Berippung
und eine feine Streifung. Der Mundsaum erscheint bei dem
130
schlanken vermiculum-Typ gelappt (mit Ohr), während er
bei dem gedrungeneren gibbosum einfach schräg abgestutzt
ıst. Das Nebeneinander dieser beiden sehr ähnlichen Formen,
die annähernd gleiche Häufigkeit und der Besitz von Ohren
bei der kleinwüchsigeren Morphospezies deutet auf ein Di-
morphenpaar hin mit W. vermiculum als Mikrokonch und
W. gibbosum als Makrokonch.
Von dem typischen W. rochatianum (D’ORß.) aus dem hö-
heren Turon Frankreichs (Marcmowskı 1980: 248 auch aus
dem mittleren Cenoman von Mangyshlak, UdSSR) unter-
scheidet sich das vorliegende Material durch eine evolutere
Anfangsspirale, ein längeres Aufrollungsstadium (über 5
Umgänge), und einen relativ kurzen Schaft. Die von Wıen-
MANN (1965: 439) als Unterscheidungsmerkmal gegenüber äl-
teren Vertretern betonte dorsale Einbuchtung auch auf dem
Schaft ist beim vorliegenden Material ebenfalls entwickelt.
Dacau£ (1939: 89) beschrieb aus den Eibrunner Mergeln
des ca. 5 km südlich gelegenen Winzerberges einen Rest als
Scaphites rochatianus (D’Ors.); das in Erhaltung, Habitus
und Abmessungen gleichartige Stück (BSP AS XVII 10) liegt
interessanterweise in einem identischen bioturbaten dunklen
Mergel vor.
Vorkommen:W. gıbbosum und W. vermiculum kom-
men in Colorado (CosBan & Scott 1972: 22, Schicht 9-11)
zusammen mit E. septemseriatum (Cracın), C. naviculare
(Manr.) und P. dentonense (MOREMAN) in der $. gracıle-
Zone des Obercenoman vor. Marcınowskı (1980: 249) gibt
ein Vorkommen im mittleren Cenoman von Mangyshlak und
im oberen Cenoman von Kopet-Dag in der UdSSR an. Die
von Kennepy (1971:5, Taf. 63, Fig. 3) aus dem unteren und
mittleren Cenoman Südenglands angeführten Stücke entspre-
chen mit einem langgestreckten Schaft mehr W. rochatia-
num.
Familie Hamitidae Hyatt, 1900
Gattung Hemiptychoceras SPATH, 1925
Hemiptychoceras cf. reesidei Cossan & Scott, 1972
Taf. 3, Fig. 9-10
Material: 3 Fragmente (Knie und Teile des Schafts [BSP
1982 XIX 49-50])
Abmessungen:
Rippenzahl
IE Wh Phragmokon Schaft
1982 XIX 49 9,8 5,1 10 8
1982 XIX 50 19 4,8 12 8
1982 XIX 37 5 5,0 10 =
Beschreibung und Beziehungen: Die drei vorlie-
genden Fragmente stimmen in Größe, Form und Skulptur mit
H. reesidei Cossan & Scott (1972: 45, Taf. 17, Fig. 7, 8)
überein: dicht gedrängt stehende Rippen auf dem Phragmo-
kon und dem Knie und ein Wechsel zu einer weniger dichten
Berippung auf dem terminalen Schaft. Der Rippen-Index ist
gegenüber Cossan’s Material etwas größer: 10-12 Rippen
pro zugehöriger Windungshöhen-Distanz auf dem Phrag-
mokon, 8 auf dem Schaft (gegenüber 10 bzw. 5,5). Die Rip-
pen erscheinen auf den Regensburger Steinkernen etwas zu-
gespitzt und gegenüber dem Intervall etwas schmaler, ver-
mutlich bedingt durch die Erhaltung. Die Sutur ist nicht er-
halten. Wie bereits Cossan & ScoTT für ihre beiden Stücke
betonten, unterscheidet sich auch das vorliegende Material
von den wenigen bislang bekannten älteren Vertretern
(H. gaultinum Pıcıer u. a., vergl. SchoLz 1979: 20, Marcı-
nowskı 1980: 251) nicht nur durch die sehr viel geringeren
Ausmaße, sondern vor allem durch das Fehlen jeglicher pe-
riodischer Einschnürungen. In der dichten Berippung mit
scharfen, leicht schräg verlaufenden Rippen (Index 13) und
fehlenden Einschürungen weist Plesiohamites multicostatus
(Brown) (vergl. Kennepy 1971: 7) eine gewisse Ähnlichkeit
auf (abgesehen von der Größe). Das in den Abmessungen
ähnlich kleine Metaptychoceras smithi (Woops: 1896: 74,
Taf. 2, Fig. 1, 2) aus dem Oberturon Englands hat eine
gleichmäßigere Berippung ohne den auffälligen Wechsel zu
einem gröberen Modus auf dem terminalen Schaft.
Vorkommen:MH. reesidei CoBBan & Scott ist bisher nur
durch zwei Fragmente aus der gracıile-Zone von Colorado
bekannt.
? Hemiptychoceras sp.
Taf. 3, Fig. 11
Material: 2 verdrückte Schaftfragmente aus den basalen
Partien der Kalkmergel (BSP 1982 XIX 51-52).
Abmessungen:
L Wh Rippenzahl
1982 XIX 51 10 5 5-6
1982 XIX 52 40 11 7-8
Bemerkungen: Die geringe Zahl an morphologischen
Merkmalen und deren große Variabilität erschweren eine Ab-
grenzung und Zuordnung aller nur bruchstückhaft überlie-
ferten Reste von Hamitiden. Das gilt auch für die beiden vor-
liegenden Fragmente. Die prorsiradiaten, relativ schräg über
die Flanken verlaufenden Rippen queren das Gehäuse extern
wie intern ohne jede Unterbrechung. In beiden Merkmalen
weichen sie deutlich von der üblichen Entwicklung innerhalb
der Gattung Hamites ab, u. a. auch von den aus dem Ober-
cenoman und Unterturon von Colorado unter Stonohamites
cf. S. simplex (D’Ors.) (CoBBAn & ScoTT 1972: 44) beschrie-
benen Resten. Mit dem schrägen Rippenverlauf im gesamten
Bereich des Schaftes lassen sie sich jedoch auch schlecht bei
Hemiptychoceras einordnen. Erst weiteres, vollständiger er-
haltenes Material wird die taxonomische Stellung klären kön-
nen.
Familie Baculitidae Merk, 1876
Gattung Sciponoceras Hyatt, 1894
Sciponoceras sp.
Material: Zwei Bruchstücke jugendlicher Individuen
(BSP 1982 XIX 66-67).
Abmessungen: L 13, Wh 5; L 12, Wh 4,8 mm
Bemerkungen: Die Skulptur ist bei den beiden Frag-
menten jugendlicher Individuen noch zu schwach entwickelt,
um sie einer Art zuordnen zu können. Dagegen könnte es sich
bei dem von Dacque£ (1939: 90, Taf. 6, Fig. 6; BSP AS XVII
9) als Baculites subbaculoides GEinırz abgebildeten Bruch-
stück vom Winzerberg durchaus um einen Rest von S. gracıle
(SHumarp) handeln. Entgegen Dacaur’s Abbildung ziehen
auf dem Stück (L 28, Wh 10) 5 flache Rippen (Rippenin-
dex 3) schräg über die Flanken, wobei sie auf der Dorsalseite
nur noch schwach angedeutet sind.
Familie Acanthoceratidae DE GroSsoUVRE, 1894
Unterfamilie Mantelliceratinae HyArr, 1903
Gattung Calycoceras Hyatt, 1900
Calycoceras (Calycoceras) navicnlare (MANTELL, 1822)
Taf. 2, Fig. 8-12
1822 Ammonites navicularıs, MANTELL: 198, Taf. 22, Fig. 5
1980 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, MARCINOWSKI: 301,
Taf. 14, Fig. 1-2
1981 Calycoceras naviculare, KENNEDY, JUIGNET & HANCOCK: 40,
Taf. 46, Taf. 7, Fig. 1-3, Taf. 15, Fig. 4-6, Taf. 17, Fig. 4,
Abb. 8, 9, 10C, 11 A-C
1981 Calycoceras (Calycoceras) naviculare, KENNEDY & JUIGNET:
29, Abb. 6b-c
1981 Calycoceras (Calycoceras) navicnlare, WRIGHT & KENNEDY:
34, Taf. 4, Taf. 5, Fig. 1-3, Abb. 13, 14c-e
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 34)
Material: 7 annähernd vollständige, jedoch stark ver-
drückte Exemplare, über 50 Fragmente (BSP 1982 XIX
23-35)
Abmessungen:
D Wh U
1982 XIX 23 110
1982 XIX 24 105
Rippen
50(0,45) 31 (0,28) 29
45 (0,43) 28 (0,27) 31
1982 XIX 25 70: .% 31(0,44), 18. (0,26))" 39
1982 XIX 26 64 29(0,45) 18 (0,28) >30
1982 XIX 27 45 20(0,44) 12,5(0,28) 28
1982 XIX 28 36 17(0,44) 10,5(0,29) 29
1982 XIX 29 310 9140,45) 08,5.(0,27)° 0.29
1982 XIX 30 270.813/0,46)| 7.1(0,26)°.© 29
AS XVII 34 016.047), 7. 0.21)00 24
Bemerkungen: C. naviculare ist in den letzten Jahren
wiederholt beschrieben worden (Kennepy 1971, KENNEDY et
al. 1981, Cooper 1978, WRIGHT et al. 1981). Die meisten Au-
toren wiesen auf die große Variabilität dieser weltweit ver-
breiteten Art hin. Beim vorliegenden Material fällt auf, daß es
selbst auf den Innenwindungen kaum zu einer Bildung von
Knoten kommt (abgesehen vom Umbilikalknoten); ab
Durchmessern von 25 mm verschwinden sie vollständig. Die
Zahl der Rippen pro Umgang schwankt zwischen 28 und 32,
erreicht jedoch auch Werte bis zu 39 Rippen (BSP 1982 XIX
25).
Dacau£ (1939, Taf. 4, Fig. 2) bildete unter A. naviculare
einen Rest aus dem Grünsandstein von Kapfelberg ab; es ist
der bislang älteste bekannte Ammonit aus der Regensburger
Kreide (Taf. 2, Fig. 5). Das kleine Exemplar fällt mit einer
extrem geringen Rippenzahl (24 pro Umgang), vor allem je-
doch wegen des außergewöhnlich engen Nabels und der sich
131
weit umfassenden Umgänge (Wh:D 0,47; U:D 0,21, vergl.
Tabelle) aus dem üblichen Rahmen. Die Erhaltung dieses für
das Alter des Grünsandstein wichtigen Stückes ist leider zu
schlecht, so daß hier offen gelassen werden muß, ob es sich
tatsächlich um einen Vertreter der Gattung Calycoceras han-
delt. In allen angeführten Merkmalen und in der Andeutung
schwacher Umbilikal- und Ventrolateralknoten zeigt das
Stück große Ähnlichkeit mit dem obercenomanen Protacan-
thoceras involutum THoMmEL, 1972.
Vorkommen: WRIGHT & KEnNnEpy (1981: 36) geben für
Calycoceras naviculare eine nahezu weltweite Verbreitung
im Obercenoman an (Metoicoceras geslinianum Zone,
S. gracile Zone).
Gattung Psendocalycoceras THOMEL, 1969
Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN, 1942)
Taf. 2, Fig. 14
1939 Acanthoceras (Mantelliceras) mantelli, DACQUE: 87, Taf. 2,
Fig. 13-14
1942 Eucalycoceras dentonense, MOREMAN: 205, Taf. 33, Fig. 4, 5,
Abb. 2k
1972 Pseudocalycoceras dentonense, COBBAN & SCOTT: 63, Taf. 13,
Fig. 11-29, Taf. 15, Fig. 1-7, 10-13
1981 Pseudocalycoceras dentonense, WRIGHT & KENNEDY: 37,
Taf. 5, Fig. 4, Taf. 6, Fig. 3, 6, 7, Abb. 15 A, B, E-H, 19$, T
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 37)
Material: 4 stark verdrückte Exemplare, 16 Fragmente
(BSP 1982 XIX 14-20).
Abmessungen:
D Wb Wh U
1982 Rx 1a 5 0 75 20,9) 18, (031)
1982 XIX 15 41 — 20 ( 0,49) 12,3( 0,30)
1982 XIX 16 36 = 14,5( 0,40) 11,5( 0,32)
1982 XIX 17 35 — 14,5( 0,41) 10 ( 0,29)
1982 XIX 18 25 = 10,5 ( 0,42) 6 ( 0,24)
1982XIX.19, 19, 00 = 8 (04) 4 ( 021)
Beschreibung und Beziehungen: Mit den kräftig
entwickelten clavaten inneren Ventrolateralknoten bei fast al-
len Exemplaren entspricht das vorliegende Material am besten
den bei Cossan & Scort (Taf. 15, Fig. 1-7) abgebildeten
Stücken; insgesamt ist eine etwas dichtere Berippung (18-21
Rippen pro halben Umgang zu beobachten, und entgegen
CosBan & Scott (S. 64) ist der innere Ventrolateralknoten
stets kräftig und immer clavat ausgebildet. Die leicht ge-
schwungenen, recti- bis prorsiradiaten Rippen fallen nach
vorn gegen die Mündung steiler ab als nach hinten. Sie spalten
teils am Umbilikalknoten, teils sind kürzere auf der inneren
Flanke entspringende Nebenrippen eingeschaltet. Allen Rip-
pen gemeinsam ist ein kräftiger, relativ tief auf der Flanke ge-
legener innerer Ventrolateralknoten, ein annähernd gleich
starker äußerer Ventrolateralknoten und ein etwas schwäche-
rer Externknoten. Alle Knoten sind extrem clavat. Die Sutur
ist nur an wenigen Stücken und auch dann nur unvollständig
sichtbar. In der dichten Berippung und der clavaten Ausbil-
dung des inneren Ventrolateralknotens bestehen engere Be-
ziehungen zur Typusart P. harpax (StoLiczka, 1864,
Taf. 39, Fig. 1); bei der indischen Art scheinen lediglich die
132
Ventrolateralknoten insgesamt weiter nach außen verscho-
ben.
Hier anzuschließen sein dürfte Dacau£’s M. mantelli
(1939: 87, Taf. 2, Fig. 13, 14); mit einer Rippendichte von 20
Rippen/halber Umgang und der clavaten Ausbildung beider
Ventrolateralknoten entspricht das Stück weitgehend dem
Benberger Material.
Verbreitung: P. dentonense ist nach WRIGHT & Ken-
neDY bislang nur aus der Metoicoceras geslinianum Zone Süd-
englands, Nordfrankreichs, den westlichen USA und Japans
bekannt.
Psendocalycoceras cf. harpax (StoLiczkA, 1864)
Taf. 2, Fig. 6-7
Zwei Bruchstücke (D 41,5, Wh 17 [0,41], U 12,5 [0,30];
Wh 29) aus dem Horizont mit P. dentonense zeigen mit einer
extrem hohen Rippenzahl (27 pro halbem Umgang) eine grö-
ßere Ähnlichkeit mit dem von Srtorıczka (1864, Taf. 38,
Fig. 2) abgebildeten Exemplar vom P. harpax (STOLICZKA).
Der innere Ventrolateralknoten ist jedoch weitgehend redu-
ziert; äußerer Ventrolateralknoten und Externknoten sind
etwa gleich kräftig entwickelt und clavat. Eine ähnlich dich-
te, extern jedoch stärker vorwärts geschwungene Berippung
haben einige von WRIGHT & Kennepy (1981, Taf. 9, Fig. 8, 9
und 11 = Original Moreman 1927, Taf. 14, Fig. 2, Gaut-
hiericeras aff. bravaisi) unter Neocardioceras juddii juddii
(BarroIs & GuerneE) abgebildete Stücke.
Gattung Enomphaloceras SratH, 1923
Enomphaloceras septemseriatum (Cracın, 1893)
Taf. 3, Fig. 6-8
1893 Scaphites septem-seriatus CRAGIN: 240
1939 Acanthoceras (Metacanthoplites) rhotomagense, DACQUE: 85,
Taf. 6, Fig. 5
1978 Euomphaloceras (Kanabiceras) septem-seriatum, COOPER:
106, Fig. 4N-O, 10A-E, 12E-H, 18G-H, 19G-L, 26 A-B,
28
1981 Enomphaloceras septemseriatum, KENNEDY, JUIGNET &
Hancock: 56, Taf. 9, Fig. 3-5, Abb. 11 D-E
1981 Euomphaloceras septemseriatum, KENNEDY & JUIGNET: 38,
Abb. 9b-d
1981 Euomphaloceras septemseriatum, WRIGHT & KENNEDY: 55,
Taf. 12, Fig. 1-8, Taf. 13, Fig. 1-6, Taf. 14, Fig. 5-9
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 55)
Material: 3 stark verdrückte, schlecht erhaltene Stücke
und 4 Windungsfragmente (BSP 1982 XIX 9-13).
Abmessungen: (in mm)
D wb Wh U
1982 XIX 12 = = 18 _
1982 XIX 9 33 = 13 (0,39) 11 (0,33)
1982 XIX 10 30 = 13 (0,43) 11 (0,37)
1982 XIX 11 : 20.5. ı — 7,5 (0,37) 7 (0,34)
Beschreibung und Beziehungen: Die drei kleinen,
schlecht erhaltenen Stücke zeigen alle Kennzeichen dieser
weltweit verbreiteten Art: evolutes Gehäuse, Umgänge brei-
ter als hoch; unregelmäßige Skulptur. Rippen mit schwachen,
radial gestreckten Umbilikalknoten, kräftigen, dominieren-
den inneren Ventrolateralknoten, einem schwachen, schräg
nach vorwärts gerichteten äußeren Ventrolateralknoten und
einem ebenfalls nur schwachen Extern(siphonal)knoten.
Zwischen den relativ weitständigen Hauptrippen meist feine
Rippen ohne Umbilikal- und Ventrolateralknoten.
Von den im gleichen Niveau am Benberg viel häufiger vor-
kommenden Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN) mit
einer gleichen Anzahl von Knoten (7 je Hauptrippe) lassen
sich selbst schlecht erhaltene Reste von E. septemseriatum
durch ihre viel unregelmäßigere und weitständigere Berip-
pung einfach unterscheiden.
Das kleine von Dacaut als ‚„‚ Acanthoceras rhotomagense“
abgebildete Stück vom Winzerberg (1939: Taf. 6, Fig. 5) ent-
spricht nach der kurzen Beschreibung und nach der Abbil-
dung Dacoue’s weitgehend dem vorliegenden Material und
dürfte hier anzuschließen sein.
Nicht zu E. septemseriatum, sondern zu Kamerunoceras
ist ein von Renz (1982: 97, Taf. 21, Fig. 8) abgebildetes Win-
dungsbruchstück aus dem höheren Turon Venezuelas zu stel-
len.
Verbreitung: E. septemseriatum hat in der oberceno-
manen Metoicoceras geslinianum Zone eine nahezu weltweite
Verbreitung und ist in Mittel- und Nordwesteuropa, den
USA (Montana, Utah, Colorado, Kansas, Texas, Calıfornıa),
Mexiko, Japan, Nigeria und Angola nachgewiesen.
Subfamilie Mammitinae Hyatt, 1900
Gattung Metoicoceras HyArT, 1903
Metoicoceras geslinianum (D’Orsıcny, 1850)
Taf. 3, Fig. 12-16
1850 Ammonites Geslinianus, D’ORBIGNY: 146
1939 Pulchellia gesliniana, DACQUE: 88, Taf. 6, Fig. 3, 4
1979 Metoicoceras geslinianum, \WIEDMANN & SCHNEIDER: 672,
Taf. 10, Fig. 6
1981 Metoicoceras geslinianum, KENNEDY & JUIGNET: 39,
Abb. 7d-e, Sa-c, 9a, e, 10a
1981 Metoicoceras geslinianum, WRIGHT & KENNEDY: 62, Taf. 17,
Fig. 2, Taf. 18, Fig. 1, 2, Taf. 19, Fig. 1, 2, Taf. 20, Fig. 1-3,
Taf. 21, Fig. 1-2, Abb. 19C-E, 20, 21 A-D
Synonymie in WRIGHT & KENNEDY (1981: 62)
Material: 12 annähernd vollständige, jedoch stark ver-
drückte Exemplare; ca. 60 Fragmente (BSP 1982 XIX 3648)
Abmessungen:
D Wh U
1982 XIX 36 —140
1982 XIX 37 102
1982 XIX 38 100
1982 XIX 39 75
1982 XIX 40 48
1982 XIX 41 43
Rippen
49 (0,49) 13 (0,13) 28
48 (0,48) 12 (0,12) 32
40 (0,53) 7 (0,00) >23
26 (0,54) 6,5 (0,14) 26
24(0,55) 6 (0,14) 27
1982 XIX42 40 21053) 5 (0,13) 27
1982XIX43 35 180,51) 6 (0,17) 24
1982 XIX44 32 17(0,53) 4 (0,13) -27
1982XIX45 22 13(0,59) 3 (0,14) -27
Bemerkungen: In dem vorliegenden Material überwie-
gen (>75%) Reste von kleineren Individuen. Die insgesamt
relativ hohen Werte für die Windungshöhe (> 0.50) bzw. die
scheinbar geringen Nabelweiten (<0.14) sind durch die
starke Verdrückung dieser hochmündigen Art zu erklären.
Dadurch ist auch die Unterscheidung eines Dimorphismus,
wie ihn WRIGHT & Kennepy (forma a und ß) beschreiben,
nicht möglich. Die relativ lange anhaltende Entwicklung der
ventrolateralen Clavi (bis zu Durchmessern über 100 mm)
würde für eine Dominanz der ß-Dimorphen sprechen.
In der Ammonitenfauna vom Benberg stellt M. geslinia-
num mit ca. 30% nicht nur den größten Anteil, sondern hat
auch die größte Reichweite im Profil: einzelne Vertreter sind
noch im obersten Bereich der Kalkmergel-Bank zu finden.
Vorkommen: M. geslinianum kommt relativ häufig in
den obercenomanen plenus-Mergeln (M. geslinianum Zone)
Südenglands und Nordfrankreichs vor, weiterhin in der Säch-
sisch-Böhmischen Kreide, in Spanien, Texas und dem mittle-
ren Westen (western interior) der USA, in Nigeria und Ango-
la, und nach CHanceror (1982: 83) auch in N-Mexiko, Ko-
lumbien, Iran und Turkestan.
Familie Vascoceratidae SpatH, 1925
Gattung Vascoceras CHOFFAT, 1898
Vascoceras diartianum (D’Orsıcny, 1850)
Taf. 3, Fig. 1-5
1850 Ammonites diartianus, D’ORBIGNY: 146
1977 Vascoceras diartianum, KENNEDY & JUIGNET: 584, Taf. 1,
Fig. 1a-2h, Taf. 2, Fig. 1a-c, Abb. 2
1981 Vascoceras diartianum, WRIGHT & KENNEDY: 86, Taf. 17,
Fig. 1, Abb. 29 A-F
Material: 24 mehr oder minder unvollständige, stark
verdrückte Reste (BSP 1982 XIX 1-8)
133
Abmessungen: (in mm)
D Wb Wh U
1982 XIX 1 Bu 14 (0,41) 7 (0,21)
1982 XIX 2 a = 1037) 7.4093)
1982 XIX 3 10° 0,38). 96.510,22
1982 XIX 4 ZB NE 11,5 (0,43) 7 (0,26)
1982 XIX 5 22 02 9 (04) 6 (0,27)
1982 XIX 6 (A 6,5(0,41) 3,5 (0,22
Beschreibung und Beziehungen: Dieser frühe, über
lange Zeit nahezu vergessene kleinwüchsige Vascoceratide ist
von Kennepy (1977, 1981) eingehend beschrieben worden.
Das vorliegende, stark verdrückte Material entspricht den
französischen Stücken. Mäßig evolut; Umgänge gedrungen,
breiter als hoch. 9-10 kräftige, radial gestreckte konische
Umbilikalknoten, an denen 2-3 nach außen rasch abflachende
Rippen entspringen; unregelmäßig eingeschaltet schwächere,
meist nur angedeutete Sekundärrippen. Rippen queren Ex-
ternseite in einem seichten Bogen. Schwache, seichte Ein-
schnürungen (bis zu ? 5 pro Umgang). Sutur aus einfachen,
wenig zerschlitzten Elementen.
Wie bereits Kennedy (1981: 87) ausführte, zeigt V. silva-
nense CHOFFAT aus dem oberen Cenoman Portugals nach
Form und Skulptur die größten Ähnlichkeiten. Enge Bezie-
hungen bestehen auch zu V. venezolanum, forma d (Renz,
1982: 82). Mit mehr als 20 Resten handelt es sich bei dem Re-
gensburger Material um das bislang umfangreichste, und mit
Durchmessern bis 34 mm (bzw. Wh bis 15 mm) auch um die
größten Vertreter von V. diartianum.
Verbreitung: V. diartianum ist bislang aus dem An-
glo-Pariser Becken aus den plenus-Mergeln (Metoicoceras
geslinianum Zone) von St. Calais, Sarthe und der Isle of
Wight beschrieben worden. Im Profil am Benberg ist die Art
auf den mittleren Teil der Chondrites-Lage (zusammen mit
C. naviculare und Worthoceras vermiculum beschränkt.
SERATIGRABENISCHE ERGEBNISSE
Die zum Teil gegensätzlichen Meinungen über das Alter
der Eibrunner Mergel - Obercenoman, Obercenoman/Un-
terturon oder Unterturon — wurden von ÖscHManN (1958:
81 ff.) eingehend diskutiert. Seine Einstufung ins oberste Ce-
noman/unterste Turon wurde durch Weiss (1981, 1982) und
RıscH (in dieser Arbeit) mittels planktonischer Foraminiferen
bestätigt.
Danach gehören die basalen 2,3 m noch zur obercenoma-
nen cushmani-Zone. Dafür spricht auch die Makrofauna mit
Inoceramus pictus bohemicus LEONHARD, Actinocamax ple-
nus Bramv. und den Ammoniten. Ähnliche Ammonitenfau-
nen mit Calycoceras naviculare, Pseudocalycoceras dentonen-
se, Euomphaloceras septemseriatum, Metoicoceras geslinia-
num und Vascoceras diartianum sind aus der M. geslinia-
num/S. gracile-Zone des obersten Cenoman des Anglo-Pari-
ser Beckens (u. a. WrıcHT & Kennepy 1981, KEnNneDY &
JuıGnET 1981, Am£oro etal. 1981, Rosaszynskietal. 1982) be-
schrieben worden bzw. zusätzlich mit Worthoceras vermicu-
lum und Hemiptychoceras reesidei aus dem mittleren Westen
der USA. Rotalipora cushmani reicht über das letzte Vor-
kommen von M. geslinianum in der Kalkmergelbank bis
mindestens 2,3 m. Die darüber folgenden 1,7 m Mergel ent-
halten eine Foraminiferen-Fauna der archaeocretacea-Zone,
undab4 m über der Basis beginnt die helvetica-Zone des Un-
terturons.
Beim Vergleich mit der Sächsisch-Böhmischen Kreide (und
den in Oberösterreich erbohrten Vorkommen [Wessery et al.
1981]) fällt eine gewisse Übereinstimmung in der faziellen
Entwicklung des Obercenoman auf: über glaukonitreichen
Sandsteinen folgen Mergel und Kalkmergel, die schließlich in
Mergelkalke übergehen. Diese zur plenus-Zone gerechneten
Mergel und Kalkmergel - Dölzschener Schichten in Sach-
sen (PRESCHER 1981: 370) bzw. die höheren Korycany-
Schichten in Böhmen (CecH et al. 1980:284, Kıeım etal. 1982:
40) - lieferten zwar vergleichbare Muschel-Faunen und Acti-
nocamax plenus, Ammoniten und Mikrofaunen blieben je-
doch bislang auf einzelne Vorkommen beschränkt (M. gesli-
nıanum ın Sachsen, C. cf. naviculare in Böhmen). Eine Se-
dimentationsunterbrechung, wie sie KıEın et al. (1982: 43)
teilweise für Böhmen annehmen, ist für den zentralen Bereich
134
des Regensburger Golfes nicht nachweisbar; über der Kalk-
mergelbank setzt sich die Mergelfazies der basalen 2 m unver-
ändert fort.
Eine direkte Meeresverbindung zwischen Regensburger
und Sächsisch-Böhmischer Kreide über die Mitteldeutsche
Schwelle bestand zur Zeit der Eibrunner Mergel nicht und
dürfte auch später nicht bestanden haben. Die viel zitierten
engen Faunenbeziehungen sind durch die sehr ähnliche fa-
zielle Entwicklung und damit den sehr ähnlichen ökologi-
schen Verhältnissen zu erklären. Ein direkter Faunenaus-
tausch war jedoch über eine östlich des Böhmischen Massivs
gelegene Meeresverbindung möglich.
Eine interessante Parallelentwicklung besteht mit dem öst-
lichen Niedersachsen. Auch dort ist das Vorkommen von Ac-
tinocamax plenus (Braınv.) auf einen nur geringmächtigen
Horizont, die sog. plenus-Bank beschränkt (vgl. S. 129), an
deren Basis - ähnlich wie am Benberg - eine regional bedeut-
same Chondrites-Lage auftritt. Im Regensburger Raum ist
die Chondrites-Lage mit einer identischen Fauna noch ca.
5 km südlich am Winzerberg ausgebildet; am Mühlberg bei
Bad Abbach konnte sie nicht nachgewiesen werden. Von der
ca. 100 km südöstlich in der Braunauer Senke gelegenen Boh-
rung Birnbach 1 wurde jedoch eine Chondrites-Lage in etwa
gleicher stratigraphischer Position aus einer den Eibrunner
Mergeln vergleichbaren Abfolge von dunklen Mergeln aus
der Teufe von 1360-1369 m beschrieben, die nach der kurzen
Charakterisierung — „schwarze Mergelkalke mit vielen
Fischresten, Pecten, kleinwüchsiger Muschelfauna, Fucoi-
den, Schwefelkiesknöllchen...‘“ (unveröffentl. Ber.) — gut
den Verhältnissen am Benberg entspräche. Nach RıscH
(1983: 145) sind die Mergel ab 1364,50 Teufe zur obercenoma-
nen cusbmani-Zone zu rechnen, ab 1358,70 m zur untertu-
ronen helvetica-Zone.
135
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Tafel 1
Worthoceras vermiculum (SHUMARD)
BSP 1982 XIX 58,
BSP 1982 XIX 59,
BSP 1982 XIX 64,
BSP 1982 XIX 61,
BSP 1982 XIX 63,
BSP 1982 XIX 53,
BSP 1982 XIX 54,
BSP 1982 XIX 57,
BSP 1982 XIX 65,
x6
x6
x6
x6
x8
x6
x5
x6
x8
Übergang zu W. „‚gibbosum‘
=W. „‚gibbosum“
=W. „‚gibbosum“
€
Zitteliana 10, 1983
FORSTER, R., MEYER, R. & RıscH, H. Tafel 1
une
Tafel 2
Pseudocalycoceras dentonense (MOREMAN)
BSP 1982 XIX 16, X 1'%
BSP 1982 XIX 15, x1
BSP 1982 XIX 14, x1
BSP 1982 XIX 20, x1
Calycoceras sp., cf. naviculare (MANTELL)
BSP AS XVII 8, X1; höherer Grünsandstein, Kapfelberg bei Kelheim; Original DACQU£
(1939: 69, Taf. IV, Fig. 2, 2a)
Pseudocalycoceras cf. harpax (STOLICZKA)
BSP 1982 XIX 21, x1
BSP 1982 XIX 22, x1
Calycoceras naviculare (MANTELL)
BSP 1982 XIX 35, x1
BSP 1982 XIX 26, x1
BSP 1982 XIX 28, x1
BSP 1982 XIX 25, x1
BSP 1982 XIX 23, x”,
Zitteliana 10, 1983
en; i
4 er, .
is
FORSTER, R., MEYER, R. & Rısch, H. Tafel 2
Tafel 3
Vascoceras dıiartianum (D’ORBIGNY)
BSP 1982 XIX 2, x1"%
BSP 1982 XIX 8,-x1"%
BSP 1982 XIX 4, x1"%
BSP 1982 XIX 3, x 1",
BSP 1982 XIX 1, x1"%
Euomphaloceras septemseriatum (CRAGIN)
BSP 1982 XIX 11, x2
BSP 1982 XIX 13, x2
BSP 1982 XIX 10, x1";
Hemiptychoceras cf. reesidei COBBAN & SCOTT
BSP 1982 XIX 49, x3
BSP 1982 XIX 50, x4
? Hemiptychoceras sp.
BSP 1982 XIX 52, X1";
Metoicoceras geslinianum (D’ORBIGNY)
BSP 1982 XIX 43, x1
BSP 1982 XIX 40, x1
BSP 1982 XIX 47, x1
BSP 1982 XIX 48, x,
BSP 1982 XIX 37, x’,
alle Photo: F. HÖCK
Zitteliana 10, 1983
FORSTER, R., MEYER, R. & Rısch, H.
Beer 143-153 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627
143
Zur Mikrobiostratigraphie der Regensburger Kreide
HANS RISCH*)
Mit 1 Tafel
ABSTRACT
It is attempted to revise bore-profile subdivisions applying
new results available on the planctonic foraminiferal zona-
tion. Only minor differences exist in the purely marine part
compared to TıLımann (1964). The revision of microfossil de-
terminations of the non-marine part, however, gives evidence
that the first marine transgression over the Landshut-Neuöt-
ting up lift to the north took place as late as that ofthe Regens-
burg-Grünsandstein during Upper Cenomanian times. The
microfauna of marine intercalations- as it was assumed earlier
- in the underlying Amberger Erzformation, only consists of
allochthonous reworked jurassic forms.
KURZFASSUNG
Mit Hilfe neuerer Daten zur Foraminiferen-Zonengliede-
rung wird eine Teilrevision älterer Untergliederungen von
Bohrprofilen versucht. Im rein marinen Anteil ergeben sich
geringfügige Änderungen gegenüber Tırımann (1964). Die
Revision von Mikrofossilbestimmungen im nichtmarinen
Anteil liefern — entgegen früheren Darstellungen — Hinweise
dafür, daß der erste marine Vorstoß über das Landshut-
Neuöttinger Hoch hinweg nach Norden erst mit dem Re-
gensburger Grünsandstein im Obercenoman erfolgte. Die
Mikrofaunen aus vermeintlich marinen Zwischenschaltungen
der Amberger Erzformation im Liegenden bestehen aus-
schließlich aus umgelagerten Jura-Formen.
EINLEITUNG
Die Erforschung der Oberkreideablagerungen am Süd-
westrand der Böhmischen Masse hat, nach Untersuchungen
von LEHNER, TRUSHEIM u. DAcQuE in den zwanziger-dreißiger
Jahren, nach dem Krieg einen Aufschwung erlebt, u. a. be-
sonders durch Arbeiten von Tırımann. Ihm standen Profile
von durchlaufend gekernten Bohrungen zur Verfügung, so-
wohl aus dem Beckenzentrum der Regensburger Kreide im
Molasseuntergrund - der Braunauer Senke - als auch aus tek-
tonisch stärker beanspruchten Randbereichen, wie dem Am-
berg-Auerbacher Gebiet. Bei den Untersuchungen wurden
Mikrofaunen ausgeschlämmt und — nach dem damaligen
Stand der Kenntnisse, etwa ab 1952 — zur stratigraphischen
Gliederung mit herangezogen. Sie sind-z. T. noch wenig be-
arbeitet - beim Bayerischen Geologischen Landesamt hinter-
*) H. RıscH, Bayerisches Geologisches Landesamt, Prinzregen-
tenstr. 28, 8000 München 22
legt. Inzwischen hat die Erweiterung der Kenntnisse — beson-
ders was die Zonengliederung mit planktonischen Foramini-
feren betrifft - eine Überprüfung derselben wünschenswert
erscheinen lassen. Sie wird derzeit durchgeführt. Hier soll
über erste Ergebnisse (vgl. MEvERr et al. 1981) ausführlicher
berichtet werden. Zunächst wird die stratigraphische Einstu-
fung ausgewählter Profilabschnitte im rein marinen Anteil der
Braunauer Senke untersucht. Sodann geht es um eine Revi-
sion von Mikrofossilbestimmungen aus dem nichtmarinen
Anteil - der Amberger Erzformation - im Liegenden der ma-
rinen Folge des nördlichen Randbereiches. Mikrofaunen aus
zwischengeschalteten Tonlagen derselben wurden in das Alb
bis Untercenoman eingestuft und als Beleg für einen zeitwei-
ligen marinen Einfluß gewertet.
144
A. TEILREVISION VON MIKROFAUNEN DES MARINEN ANTEILS
AUS ALTEREN BOHRUNGEN
Neben der laufenden mikrobiostratigraphischen Unter-
gliederung neuerer Aufschluß- und Bohrprofile, die hier
nicht berücksichtigt sind, wurde eine Teilrevision an Mikro-
fossilmaterial aus älteren Bohrprofilen durchgeführt. Eine
wichtige Arbeitsgrundlage bildete dabei der Atlas zur Mittel-
kreide-Foraminiferen-Plankton-Zonierung (ROBASZYNSKI &
Caron, 1979) sowie eine Reihe von Arbeiten aus dem Kreis
der daran beteiligten Arbeitsgruppe europäischer Mikropa-
läontologen. Ziel war, anhand neuester mikropaläontologi-
scher Bestimmungsliteratur bisherige Einstufungen und
Gliederungen (Tırımann, 1964, 151-155) zu überprüfen.
Folgende Profilabschnitte in folgenden Bohrungen (vgl.
Meyer et al. 1981: 70 u. Taf. 4) wurden genauer untersucht:
I. Bohrung Parkstetten I (1959, Blatt Münster 7034)
a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel
b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel)
2. Bohrung Birnbach I (1939, Blatt Birnbach 7544)
a) Coniac/Santon-Grenze
b) Cenoman/Turon-Grenze
3. Bohrung Barbing I (1959, Blatt Donaustauf 6939)
a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten
b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze
1. BOHRUNG PARKSTETTEN I
a) Feinsandmergel, Cardienton, Weilloher Mergel
1V/425/1 (530,00-532,00 m) Feinsandmergel:
Marginotruncana psendolinneiana PESSAGNO
Dicarınella assymetrica (SIGAL)
Alter: Unter-Santon (concavata-Zone)
-3 (555,00 m):
Marginotruncana margıinata (REUSS)
Dicarınella concavata (BROTZEN)
Archaeoglobigerina cretacea (D’ORBIGNY)
Alter: Unter-Santon (concavata-Zone)
-6 (580,00-582,00 m):
Marginotruncana marginata
Marginotruncana psendolinneiana
Archaeoglobigerina cretacea
Neoflabellina suturalis praecursor (WEDEKIND)
Alter: Unter-Santon/Coniac
-60 (649,20-650,20 m) Cardienton:
Margıinotruncana paraconcavata PORTHAULT
Marginotruncana marginata (REUSS)
Archaeoglobigerina blowi PESSAGNO
Alter: Coniac (concavata-Zone)
-69 (658,60-659,70 m):
Marginotruncana paraconcavata
Margıinotruncana marginata
Marginotruncana coronata (BOLLI)
Archaeoglobigerina blowi
Archaeoglobigerina cretacea
Alter: Coniac (concavata-Zone)
-93 (685,90-686,90 m) Weilloher Mergel:
Dicarınella concavata
Marginotruncana sinuosa PORTHAULT
Marginotruncana pseudolinneiana
Alter: Coniac (concavata-Zone)
98 (691,30-692,30 m):
Dicarınella concavata
Dicarınella primitiva (DALBIEZ)
Marginotruncana sınnosa
Marginotruncana psendolinneiana
Alter: Coniac (concavata-Z,one)
-104 (697 ,60-698,50 m):
Dicarinella concavata
Marginotruncana sinuosa
Marginotruncana marginata
Margıinotruncana sıgali (REICHEL)
Alter: Coniac (concavata-Zone)
Ergebnis: In Übereinstimmung mit TirLmann (1964)
kann bestätigt werden, daß die Feinsandmergel bis in das Un-
tersanton hinaufreichen und der Cardienton dem Coniac zu-
zurechnen ist. Die Weilloher Mergel dagegen sind nicht, wie
bei Tırımann, in das Oberturon, sondern ebenfalls schon in
das Coniac einzustufen. Aus dem entsprechendem Abschnitt
der Bohrung Barbing liegen keine Mikrofaunen vor. Von der
Bohrung Birnbach 1 gibt es zwei relativ reiche Mikrofaunen
aus deren tiefstem Teil, die jedoch bisher keine genauere Ein-
stufung zulassen.
b) Cenoman/Turon-Grenze (Eibrunner Mergel)
IV/425/136 (805,10-806,15 m):
Dicarınella hagnı (SCHEIBNEROVA)
Dicarıinella imbricata (MORNOD)
Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN)
Whiteinella paradubia (SIGAL)
Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone)
-137 (806,15-807,30 m):
Praeglobotruncana helvetica (BOLLI)
Praeglobotruncana gibba KıLaus
Dicarınella hagnı
Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO
Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone)
-138 (807,30-808,45 m):
Praeglobotruncana stephanı
Dicarıinella hagnı
Dicarinella imbricata
Dicarınella algeriana (CARON)
Whiteinella baltica DOUGLAS & RANKIN
Alter: Oberstes Obercenoman bis unterstes Unterturon
(archaeocretacea-Zone)
-139 (808,45-809,70 m):
Praeglobotruncana stephani
Dicarınella hagnı
Dicarinella imbricata
Whiteinella archaeocretacea
Alter: Cenoman/Turon-Grenze (archaeocretacea-Zone)
-140 (810-810,10 m):
Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO)
Praeglobotruncana stephani
Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER)
Whiteinella baltıca
Whiteinella archaeocretacea
Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone)
-141 (811,50-811,70 m) Regensburger Grünsandstein:
Hedbergella cf. hoelzli (HAGN & ZEIL)
Alter: Oberstes Obercenoman (archaeocretacea-Zone ?)
Ergebnis: Die Cenoman/Turon-Grenze liegt etwa
knapp 3 m über der Basis der Eibrunner Mergel. Nach Tırı-
MANN (1964) fiel sie noch mit deren Oberkante zusammen.
OHmerrt (1967) erkannte einen scharfen Faunenschnitt 4 m
über der Basis. Außerdem konstatierte er das Einsetzen zwei-
kieliger Globotruncanen 2 m über der Basis. Nach neuerem
Stand handelt es sich dabei jedoch um die Gattung Dicarınel-
la, die ab dem obersten Cenoman vorkommt. Bemerkens-
wert ist vielleicht auch, daß hier der tiefere Teil der Eibrunner
Mergel (und eventuell auch der höchste Teil des Regensburger
Grünsandsteins) noch der archaeocretacea-Zone anzugehö-
ren scheint.
2. BOHRUNG BIRNBACH I
a) Coniac/Santon-Grenze
K 14/50 (987,70 m):
Marginotruncana psendolinnetana
Archaeoglobigerina cretacea
Stensiöina praeexculpta (KELLER)
Neoflabellina suturalis praecursor (WEDEKIND)
Neoflabellina ovalis (WEDEKIND)
Alter: Santon
- (1021,30 m):
Dicarinella concavata
Marginotruncana paraconcavata
Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone)
— (1086,30 m):
Dicarinella concavata
Archaeoglobigerina cretacea
Stensiöina praeexculpta
Alter: (höheres Coniac ?-) Unter-Santon (concavata-Zone)
- (1097,40 m):
Dicarinella concavata
Marginotruncana paraconcavata
Marginotruncana coronata
Marginotruncana tarfayensis (LEHMANN)
Archaeoglobigerina cretacea
Neoflabellina praerugosa HILTERMANN
Alter: höheres Coniac bis unterstes Santon (concavata-Zone)
- (1108,70 m):
Dicarinella concavata
Marginotruncana sinuosa
Marginotruncana marginata
Archaeoglobigerina cretacea
Alter: höheres Coniac (-unterstes Santon?) (concavata-Zone)
- (1135,80 m):
Marginotruncana marginata
Marginotruncana sinuosa
Archaeoglobigerina cretacea
Karsteneis karstenei karstenei (REUSS)
Alter: höheres Coniac
Ergebnis: Die von Tırımann (1964) festgelegte Grenze
liegt im Bereich der concavata-Zone
b) Cenoman/Turon-Grenze
K 14/50 (1344,00 m):
Marginotruncana renzi (GANDOLFI)
Praeglobotruncana praehelvetica (TRUJILLO)
Praeglobotruncana aumalensis (SIGAL)
Whiteinella baltica DouGLAs & RANKIN
Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO
Cythereis longaeva adulescens OHMERT
Alter: Mittel-Turon (höhere helvetica-Zone)
- (1358,70 m):
Dicarınella hagni
Dicarinella imbricata
145
Praeglobotruncana helvetica
Praeglobotruncana stephani
Praeglobotruncana gibba
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paradubia
Alter: Unter-Turon (tiefere helvetica-Zone)
— (1364,40 m):
Rotalipora cushmani
Praeglobotruncana aumalensis
Praeglobotruncana stephani
Alter: Ober-Cenoman (höchste cusbmani-Zone)
Ergebnis: In diesem Profilabschnitt ergibt sich eine völlig
neue Gliederung. Die nach Tırımann (1964) mittelturonen
Mergelkalke und Mergel gehören im tieferen Teil (ab
1364,50 m) dem Ober-Cenoman an. Das bedeutet, daß dem
Regensburger Grünsandstein hier eine größere Mächtigkeit
(34,00 m gegenüber 1,30 m bisher) zukommt. Darüber ist
Unter-Turon erstmals bei 1358,70 m und Mittel-Turon erst
ab 1344,00 m nachweisbar.
3. BOHRUNG BARBING I
a) Pulverturmschichten, Reinhausener Schichten
IV/426 (103,20 m) Pulverturmschichten:
Whiteinella sp.
Cythereis cf. ambigua OHMERT
Alter: Mittel-Turon
— (107,60 m) Glaukonitmergel:
Marginotruncana pseudolinnerana
Cythereis cf. ambigua
Cythereis cf. subtilis OHMERT
Mosaleberis interruptoidea (VAN VEEN)
Alter: Mittel-Turon
Die beiden folgenden Proben (120-124 m) aus den Eisbuckel-
schichten enthalten keine charakteristischen Leitformen. Als
nächstälteres liegen erst wieder Proben aus den Reinhausener
Schichten vor.
— (180,75 m) Reinhausener Schichten:
Marginotruncana sp.
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella baltıca
Alter: Unter-Turon
Ergebnis: Die bisherige Gliederung kann mit wenigen
Formen hinreichend bestätigt werden.
b) Eibrunner Mergel mit Cenoman/Turon-Grenze
Der unterste Teil der von Tırımann als Reinhausener
Schichten ausgeschiedenen Folge gehört nach der Mikro-
fauna schon zu den Eibrunner Mergeln.
IV/426 (181,90-183,00 m)
Marginotruncana renzi
Dicarınella hagni
Praeglobotruncana helvetica
Praeglobotruncana gibba
Whiteinella archaeocretacea
Whiteinella paradubia
Alter: Unter-Turon (helvetica-Zone)
- (185,20-186,20 m):
Dicarınella hagni
Praeglobotruncana helvetica
Praeglobotruncana gibba
Praeglobotruncana stephanı
Praeglobotruncana delrioensis
Whiteinella archaeocretacea
146
Hedbergella ex gr. simplex (MORROW)
Alter: Unter-Turon (tiefste belvetica-Zone)
In dieser Probe dürfte auch noch die archaeocretacea-Zone ent-
halten sein.
— (186,20-187,20 m):
Rotalipora cushmani (MORROW)
Whiteinella baltıca
Praeglobotruncana stephani
Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone)
- (187,80-188,40 m):
Rotalipora cushmanı
Whiteinella baltıca
Whiteinella brittonensis
Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone)
— (188,40-189,00 m):
Rotalipora cushmani
Whiteinella baltica
Alter: Ober-Cenoman (cushmani-Zone)
Die nächst tiefere Probe stammt erst wieder von der Basıs
des Regensburger Grünsandsteins (200,20 m), führt aber
keine Mikrofauna. Die nächst tiefere, einzige Probe aus
den Schutzfelsschichten (204,10 m) ist ebenfalls mikrofos-
silleer.
Ergebnis: Soweit Probenmaterial vorliegt, kann die bis-
herige Gliederung — mit Ausnahme der Cenoman/Turon-
Grenze - bestätigt werden. Diese liegt innerhalb der Eibrun-
ner Mergel oberhalb 186,20 m und damit ca. 3 m über deren
Basıs.
Zusammenfassung: Eine Teilrevision von Mikrofau-
nen aus drei älteren Bohrungen durch die Regensburger
Kreide des Molasseuntergrundes im Gebiet von Regensburg,
Straubing, Birnbach bestätigt die von Tı.ımann bzw. Tırı-
MANN & ZIEGLER (1964) getroffene Untergliederung weitge-
hend. Eine Änderung bzw. Neugliederung ergibt sich einmal
im unteren Teil der Bohrung Birnbach 1. Zum anderen wer-
den die Weilloher Mergel der Bohrung Parkstetten nicht mehr
wie bisher in das Oberturon, sondern in das Coniac einge-
stuft. Die Cenoman/Turon-Grenze kann in allen drei Boh-
rungen auf den tieferen Teil der Eibrunner Mergel, ca. 3 m
über deren jeweiliger Basis festgelegt werden.
B. REVISION VON MIKROFOSSILBESTIMMUNGEN
AUS DER AMBERGER ERZFORMATION
EINFÜHRUNG
Die Diskussion bezüglich der Faziesinterpretation und
stratigraphischen Einordnung der Amberger Erzformation
(und der Schutzfelsschichten) reicht weit zurück (ÖSCHMANN,
1958, S. 66 ff.; Guppen & Trees, 1961: 60ff.). Einige wesent-
liche Entwicklungsschritte der Forschung seien im folgenden
kurz aufgeführt: Frurı (1792) erwähnt diverse Fossilien aus
dem Nebengestein der Erzformation. VortH (1841) erkennt
als offenbar erster das Kreidealter der Erze. GumBEL (1868)
parallelisiert- zumindest teilweise - die Erzformation mit den
Schutzfelsschichten und stuft sie (1891) schon mit Sicherheit
als tiefste Oberkreidebildungen (Cenoman) ein. Aufgrund
von Pflanzenfunden setzt er sie mit den Niederschönauer
Schichten Sachsens und den Perucer Schichten Böhmens (vgl.
CecH et al. 1980, PrescHer, 1981) altersmäßig gleich. RoTH-
prerz (1913) hält als Beginn der Schutzfelsschichtenbildung
ein nur untercenomanes als auch teilweise präcenomanes Al-
ter für möglich.
Die Faziesinterpretation eines fossilführenden Kreidetones
vom Hirschwald, südlich Amberg (Kıurreı, 1919) führt
erstmals dazu, zwischen Malm und Erzformation eine marine
Ingression anzunehmen. Aus im Auerbacher Erz einge-
schlossenen Letten schlämmt Fınk (1928) ‚‚Seeigelstacheln
mit typisch kretazischen Formen“ aus. Dies bestätigt schein-
bar die präcenomane Einstufung der Erzformation durch
SEEMANN (1925). LEHNER (1924, 1935, 1936, 1937) beruft sich
bei der Einstufung der Schutzfelsschichten als Früh- bzw.
Unter-Cenoman auf Jacusowskı (1921), der aus Weinberglet-
ten bei Schwandorf eine marine Unterkreide-Fauna meldet.
Hierzu schreibt Tı.ımann (1963): „‚den Fund von JACUBowsKI
kann ich bestätigen“. Nach Dacau£ (1939: 18) ‚kann die
Schutzfelsschichtenbildung durchaus noch untercenoma-
nisch sein“. CRAMER & Treıss (1951: 158) sprechen von
Karsthohlformen, die ‚von präcenomanen Schutzfelsschich-
ten erfüllt sind“.
Tırımann (in TiLLMANN & Treıes, 1967) schließlich führt,
neben Ooiden und Glaukonitgehalt, Makrofaunen — unbe-
stimmbare Muscheln, Belemniten, Bryozoen, Schwammna-
deln, Seeigelstacheln und Fischzähnchen - als Beweis für den
zeitweiligen marinen Charakter der Erzformation an. Er be-
ruftsich dabei u. a. auch auf Jacusowsk1 (]. c.). Die erste Rich-
tigstellung TrusHeim’s (l. c.), der den Weinbergletten Jacu-
Bowskıis — schon allein nach der Petrographie und den darin
enthaltenen Fossilien durch Nachbestimmung - eindeutig als
dem Dogger zugehörig identifziert, wird gar nicht erwähnt,
ebenso wenig seine zweite, nach der der marine Unterkreide-
ton Kıvurrer’s (l. c.) als Fehldiagnose — ‚„‚fossilführenden
Eybrunner Tonen“ entstammend - erkannt ist. Während
TıLımann (l. c.) nur die Erzformation für zeitweilig marın
hält, versucht OscHmann (1958) auch für die Schutzfels-
schichten einen zeitweiligen marinen Einfluß zu belegen und
gleichzeitig die Datierung auf Cenoman einzuengen (. c.
S. 68). Als Beweis führt er eine „‚marine Mikrofauna ceno-
manen Alters“ aus einem mittel- bis grobsandigen Glaukonit-
ton von der Lokalität „‚Steinbruch an der Wiegen“ auf Blatt
Bad Abbach an. Er sieht diesen Ton nach Lagerung und pe-
trographischer Ausbildung als eindeutig den Schutzfels-
schichten zugehörig an. Dagegen ist folgendes einzuwenden:
1. Die „‚verstürzte Lagerung innerhalb eines Karsttrichters“
(TırLmann & Treıes, 1963: 70) läßt diesen bisher einzigen
Hinweis auf einen zeitweiligen marinen Charakter der
Schutzfelsschichten als wenig überzeugend erscheinen. 2. Die
Mikrofauna mit Ataxophragminm depressum (PErnER) — bis-
her nur ab dem Turon bekannt - läßt eher vermuten, daß hier
nachgerutschte glaukonitische Partien von Eibunner Mergeln
oder auch Regensburger Grünsandstein beteiligt waren. Die
limnofluviatilterrestrische Entstehung der Schutzfelsschich-
ten ist ansonsten durch TRUSHEIM (l. c.) genügend belegt.
Derselbe Autor (l. c. S. 46) spricht sich auch klar für eine
Einlagerung der Amberger Erzformation in die Schutzfels-
schichten — ‚mit denen sie durch alle Übergänge auf das in-
nigste verknüpft sind“ - aus. Ihr Alter gibt er mit Unterkreide
bis möglicherweise Untercenoman an. Die genauere Datie-
rung der Obergrenze stellt er einer späteren Neubearbeitung
der Kreidefaunen anheim. Diese, von Dacaue (1939) veröf-
fentlicht, bestätigt mit Acanthoceras naviculare und Pecten
asper ein mittel(?)- bis obercenomanes Alter des Grünsand-
steins und damit die Möglichkeit eines untercenomanen Al-
ters für die höheren Teile der Schutzfelsschichten.
Nach Cech# et al. (1980: 280) verläuft in der Böhmischen
Kreide die Grenze zwischen liegenden limnischen Perucer
Schichten - altersmäßig den Schutzfelsschichten gleich (Gun-
BEL, 1868) — und hangenden Korycaner Schichten diachron.
Inoceramus pictus im höheren Teil der letzteren weist auf
Obercenoman hin, /noceramus crippsi und Schloenbachia
varians im tieferen Teil könnten noch Mittelcenoman andeu-
ten.
PacırovA (1977: 134, 1978: 103) engt das Alter des oberen
Teils der Perucer Schichten mit Hilfe des Erstauftretens von
Vertretern aus der Gruppe der Normapolles in Verbindung
mit dem Vorkommen von triporaten Pollen auf das höhere
Mittelcenoman (Acanthoceras jukes-brownei-Zone) ein.
Tırımann war schon lange vor der ersten mikropaläontolo-
gischen „‚Beweisführung“ von 1952-53 — trotz der Richtig-
stellungen von TRUSHEIM (1936) — vom zeitweilig marinen
Charakter der Erzformation und von deren Einsetzen‘ zu
Beginn des Cenomans“ (Tı.ımann, 1940, 547) überzeugt, so
daß nicht auszuschließen ist, daß sich diese Überzeugung
auch auf die mikropaläontologische Bearbeitung des von ihm,
für seine eigenen Untersuchungen in Auftrag gegebenen Pro-
benmaterials ausgewirkt haben könnte.
REVISION DER MIKROFAUNEN
Zum besseren Verständnis der in verschiedenen Erläute-
rungen zu geologischen Karten wiedergegebenen Ergebnisse
der mikropaläontologischen Untersuchungen ist es ange-
bracht, einen diesen zugrundeliegenden mikropaläontologi-
schen Bericht vom 25.7.53 zu zitieren. Er betrifft Untersu-
chungen an Mikrofaunen aus basalen Tonen der Erzforma-
tion der Bohrung Bernreuth 86 (Archiv-Nr. K 53) aus den
Teufen 158,80-161,60 m. Hier werden — wie auch schon vor-
her (siehe unten) — abgebrochene trochospirale Anfangswin-
dungen von Placopsilina cenomana D’OrBIGNY und von
? Trocholina sp. (Taf. 1, Fig. 12-14), je nach Form und An-
ordnung der Kammern, als ‚„‚Globotruncana appenninica,
Globotruncana roberti, Globigerina digitata (?) bzw. Globi-
gerina subdigitata (?)‘“ bestimmt. Bisherige Ergebnisse (vor-
herige Untersuchungen an den Bohrungen Etzmannsberg 5,
Mariahilfberg 2 und Bernreuth 99 miteingeschlossen) wer-
den wie folgt, zusammengefaßt: „‚Durch den schlechten Er-
haltungszustand und das spärliche Vorkommen der betref-
fenden Mikrofossilien ist bis jetzt der einwandfreie Nach-
weis, mittels einer exakten spezifischen Bestimmung, noch
147
nicht gelungen. Deswegen ist es auch schwierig, jetzt schon
zu entscheiden, ob hier nun Mittel- oder Oberalb oder Unter-
cenoman vorliegt. Man kann jetzt jedoch schon mit sehr gro-
ßer Sicherheit sagen, daß die basalen Kreideschichten der
Oberpfälzer Eisenerzlagerstätten u. a. Sedimente des Alb bis
Untercenoman beinhalten.“
Etwas verwunderlich daran ist am Schluß die bereits deutli-
che Beschränkung einzig noch auf die Fragestellung Unterce-
noman oder auch noch Alb?, die bei allen weiteren Untersu-
chungen (s. u.) allein mehr im Vordergrund steht, obwohl
doch zu Beginn noch der einwandfreie Nachweis für Alb bis
Untercenoman überhaupt in Frage gestellt ist.
In der schon o. a. Bohrung Etzmannsberg 5 (Archiv-Nr.
K 57), Blatt Sulzbach-Rosenberg (Guppen & Treiss, 1961),
die gleich zweimal die Erzformation durchteuft, wird bei
27,10 m und bei 29,50 m, neben ‚‚Unter-Dogger-Foramini-
feren“ (!) eine rotaliide Kalkschalerform: Robulus sp. als
Kreide-Anzeiger aufgeführt. Bei einer späteren Durchsicht
wird am Rand vermerkt, daß es sich dabei doch wohl nur um
eine Lenticulina sp. handle und damit die Mikrofauna keine
stratigraphische Einstufung erlaube. Diese Berichtigung, die
durch die jetzige Revision bestätigt werden kann, bleibt — wie
noch einige andere (s. u.)— unpubliziert. Eine weitere Probe
aus der zum zweitenmal in dieser Bohrung bei
135,80-138,20 m durchteuften Erzformation soll Schackoina
sp. enthalten. Die jetzige Revision kommt zu dem Schluß,
daß es sich auch hier nur um abgebrochene Anfangswindun-
gen von Placopsilina cenomana handelt.
Die Art ist keineswegs — wie der Name vermuten lassen
könnte — auf das Cenoman beschränkt. Sie kommt ebenso
schon im Malm vor (vgl. SeıwoLp, 1960; OEstErLE, 1968;
Gross, 1970). Ihre Anfangswindungen bilden aber - und hier
liegt der Ursprung der Kette von Verwechslungen —- Formen
aus, die eine gewisse Ähnlichkeit mit planktonischen Formen
wie Globotruncana appenninica, G. roberti, Globigerina
subdigitata und auch Schackoina sp. aufweisen.
Aus der ebenfalls o. a. Bohrung Mariahilfberg 2 (Ar-
chiv-Nr. K 10) sollen bei 30 m ‚‚neben umgelagerter Dog-
ger-Mikrofauna (!) Globotruncanen- und Globigerinen-ähn-
liche korrodierte Kalkschaler - wenngleich für eine nähere
stratigraphische Einstufung unbrauchbar — ein Oberkreide-
Alter belegen“ (Bericht vom 18.3.53). Bei einer späteren
Durchsicht wird, wie auch die jetzige Revision bestätigt, wie-
der am Rand vermerkt, daß in der Probe gar keine Kreidefor-
men vorhanden seien.
Auch in der Bohrung Bernreuth 99 (Archiv-Nr. K 51) auf
Blatt Auerbach (Tı.ımann & Treıss, 1967, Beilage 6) wird bei
104,00-104,10 m neben Textulariidae ein Robulus sp. als
Beweis für Oberkreide angeführt, nach der jetzigen Revision
auch nur eine Lenticulina sp.. Bei 163,50-164,10 m kommen
viele Individuen einer einzigen Plankton-Art: „‚Globigerina“
helvetojurassica HAEusLEr (Taf. 1, Fig. 10-11) neben verein-
zelten Resten von Placopsilina sp. vor. Sie sind (1. c.) als Glo-
bigerina aff. subdigitata bestimmt und in das Alb-Unterce-
noman eingestuft.
Jura-,,Globigerinen‘‘ waren um diese Zeit noch weniger
bekannt, so daß die Verwechslung mit Kreide-Hedbergellen
leicht möglich war, besonders im Zusammenhang mit ande-
rem vermeintlichem Kreide-Plankton (Placopsilina sp.).
148
Überhaupt gab es zum damaligen Zeitpunkt noch keine
Plankton-Forschung unter Zuhilfenahme des Stereoscan.
Die mikropaläontologische Abteilung am Bayerischen
Geologischen Landesamt war sowieso erst im Aufbau begrif-
fen und gleich mit sehr vielfältigen Aufgaben und Problem-
stellungen befaßt. Die Amberger Erzformation stellte da nur
ein kleines Problem unter vielen größeren dar. Für sie stand
nicht nur eine Einstufung zwischen Malm und mittel- bis
obercenomanem Regensburger Grünsandstein fest. Pflan-
zenfunde (Angiospermen) in Tonen der mit der Erzformation
zumindest teilweise verzahnten Schutzfelsschichten (Gum-
BEL, 1868, TRrUSHEIM 1936: 41) engten „in Anlehnung an
Macperkau (1953) „schon zum damaligen Zeitpunkt das Al-
ter bereits auf etwa Apt-Cenoman ein (ÖSCHMANN, 1958: 68)
und der marine Charakter der Basistone der Erzformation
war durch Makrofossilfunde (Kıurrei, 1919, JaCUBowsk1,
1921) scheinbar bewiesen. Erste Funde von vermeintlich
autochthonen marinen Mikrofaunen (benthonische Kalk-
und Sandschaler) um 1952, erbrachten dafür sozusagen den
letzten Beweis und ließen Zweifel an den Richtigstellungen
TrusHEım’s aufkommen. Als dann auch noch vermeintliche
planktonische Alb-Cenoman-Foraminiferen gefunden wur-
den, wandelten sich diese Zweifel in Gewißheit um. Es blieb
in der Tat nur noch die Frage noch der stratigraphischen Ein-
engung — auf Untercenoman allein oder noch zusätzlich auf
Alb - offen.
Dieser Frage wurde in der Folgezeit in Untersuchungen an
Bohrmaterial nachgegangen. Dabei fanden sich weitere ben-
thonische Foraminiferen, Sand- und Kalkschaler, die die Ein-
stufung Alb bis Untercenoman zu bestätigen schienen, ohne
jedoch eine weitere stratigraphische Einengung zu erlauben.
Hierzu die folgenden Beispiele, die aus Bohrungen auf Blatt
Amberg stammen (Tırımann & Treıss, 1963).
1. Unterer Querschlag beim Neuen Wetterschacht im Am-
berger Erzberg, Profil 15 (l. c., S. 208-213):
Aus dem Basiston der Unteren Erzformation wird bei
5,40 m (Probe Nr. A 50/54) neben Sandschalern wie
Glomospira sp., Saccorhiza sp., Textularia sp. und Tro-
chammina sp., eine fragliche rotaliide Form: Globotrun-
cana sp. ? angeführt, und in der Oberen Erzformation bei
19,40 m (Probe Nr. A 60/54) neben Sandschalern wie
Textularia sp., Trochammina sp. und Ammobaculites sp.
eine weitere fragliche Form: Bigenerina sp. ?. Beide For-
men - Globotruncana sp. ? und Bigenerina sp. ? - sollen
den Verdacht auf Kreide nahelegen. Die jetzige Revision
ergibt, daß es sich bei der ersten Form um einen unbe-
stimmbaren Sandschalerrest handelt, der lediglich an eine
Globotruncana sp. erinnert. Bigenerina sp. kommt als
Beleg für Kreide nicht in Betracht, da sie schon im Ober-
jura mit verschiedenen Arten (OESTERLE, 1968: 742 ff.) be-
kannt ıst.
2. Tiefbohrung Schäflohe (Archiv-Nr. K 123):
Hier wird bei 98,20-98,50 m neben Ammodiscus tennıs-
simus (GUEMBEL) eine Anomalina involuta (Reuss) als
Hinweis auf Kreide aufgeführt (l. c. S. 72). Bei der jetzi-
gen Revision war diese Form nicht mehr auffindbar.
Anomalina-ähnliche Formen sınd aber ebenfalls schon im
Oberjura bekannt, wie das folgende Beispiel zeigt.
3. Bohrung Engelsdorf 13 (Archiv-Nr. K 103):
Aus dem Basıston der Erzformation wird bei 8,10-8,20 m
(l. c.$. 78) angeführt: Bulimina D 17, Anomalına D 12,
Lenticulina sp. Die beiden ersten Formen werden als Be-
weis für marıne Kreide angesehen. Zusätzlich wird ver-
merkt, daß die Bestimmung nach HecHrt (1938) erfolgte
und daß sich dabei überraschende Ähnlichkeiten mit dem
Faunenbild der Leymeriella regularıs-Zone ergeben ha-
ben. Die jetzige Revision kommt zu dem Ergebnis, daß
eine Anomalina-ähnliche Form vorhanden ist, daß es sich
dabei jedoch um Discorbis ? paraspis (SCHwAGER) handelt,
wie von ÖESTERLE (1968: 774) aus dem Malm des Schwei-
zer Jura beschrieben. Eine Bulimina war nicht enthalten.
Sie könnte aber nicht als Beweis gelten, da die Gattung
schon ab dem Jura bekannt ist. Die verbleibende ‚‚Ähn-
lichkeit“ mit dem Faunenbild der L. regularıs-Zone
Norddeutschlands allein reicht nicht aus, um ein Kreideal-
ter zu belegen.
4. Bohrung Krumbach 37 (Archiv-Nr. K 199):
Bei 111,10-111,70 m (l. c. S. 80) wird mit Valvulina kar-
reri (UHLiG) — neben anderen Sandschalern — „‚eindeutig
Kreide“ determiniert. Bei der jetzigen Revision konnte
keine Valvulina karreri gefunden werden, dagegen aber
eine Paalzowella feifeli (Paaızow). Deren Vorkommen
wiederum ist auf den Malm (Oxford) beschränkt.
5. In einer Zusammenschau (Tırımann & Treiss, 1. c. $. 81)
werden alle bis dahin aus der Erzformation der verschie-
denen Reviere bestimmten Forminiferen aufgelistet. Es
wird geprüft, ob damit außer Cenoman auch Alb nach-
weisbar sei und zunächst festgestellt, daß eine wün-
schenswert enge stratigraphische Einordnung nicht mög-
lich sei. Zur Altersstellung heißt es - im folgenden aus-
zugsweise zitiert — weiter: „Durch Haplophragmium
aequale (ROEMER) erweisen sich klar als Oberkreide die
Proben... Sämtliche Formen aus früheren Berichten, die
für Alb zu sprechen schienen, wurden einer genauen Beur-
teilung unterzogen... Alb konnte nicht nachgewiesen
werden. Damit sind die o. a. Proben als Liegendes der
Oberkreide zu betrachten (= tiefstes Cenoman).““
Bei dieser genaueren Beurteilung wird an der Bestimmung
‚„‚Globotruncana“ und ‚‚Globigerina‘“ festgehalten, ob-
wohl in der Faunenliste zum ersten Mal Placopsilina ce-
nomana auftaucht, dagegen keine Globotruncana appen-
ninica mehr. Das deutet darauf hin, daß die erste grundle-
gende Verwechslung — kurz nach dem Erscheinen der Ar-
beit von SeısoLD (1960) — als solche erkannt ist. Die sich
daraus nahezu zwangsläufig ergebende Frage, ob es sich
eventuell auch bei den übrigen, als Beweis für marines Un-
tercenoman aufgezählten Arten um Durchläufer handeln
könnte, die wie Placopsilina cenomana selbst alle schon ab
dem Oberjura auftreten, wird nicht gestellt.
Haplophragmium aequale, extra als für Oberkreide be-
weiskräftige Form angeführt, entpuppt sich bei der jetzi-
gen Revision als Ammobaculıtes subcretaceus CUSHMAN &
ALEXANDER, ebenfalls schon im Oberjura bekannt
(OESTERLE, 1968, S. 737).
ERGEBNIS
Insgesamt kommt damit die jetzige Revision zu dem Er-
gebnis, daß weder die als Beweis für marines Untercenoman
angeführten planktonischen, noch die benthonischen ‚‚Leit-
formen“ einer genaueren Überprüfung standhalten und daß
zusätzlich die Umlagerung aus Dogger-Malm-Schichten in
mehreren Fällen durch die Begleitfauna nachweisbar ist.
Hierzu wird im folgenden eine Übersicht über die wichtig-
sten, im Rahmen dieser Revision durchgeführten Neube-
stimmungen — jeweils mit dazugehöriger stratigraphischer
Einstufung — gegeben.
Bohrung Bernreuth 86 (Tırımann & Treıss 1967, Beil. 6)
K 53, 159,6-161,5 m
„Globigerina“ cf. helveto-jurassica HAEUSLER
Trochammina pygmaea (HAEUSLER)
Trochammina rotundata E. & J. SEIBOLD
Haplophragmoides globigerinoides (HAEUSLER)
Textularıa jurassica GUEMBEL
Tritaxis lobata (E. & J. SEIBOLD)
Subdelloidina haeusleri FRENTZEN
Placopsilina cenomana D’ORBIGNY
Thurammina sp.
Tolypammiına sp.
Ammodiscus sp.
Miliolidae
Seeigelstacheln
u.a.
Alter: Unterer Malm
Bohrung Bernreuth 99 (TırLmann & Teeiss, 1. c.)
K51, 104,00-104,10 m
Lenticulina sp.
Textularia sp.
Tolypammina sp.
163,50-164,10 m
‚„‚Globigerina cf. helveto-jurassica HAEUSLER
Placopsilina sp.
Alter: Dogger-Malm
Bohrung Bernreuth 96 (TırLmann et al. 1963, S. 81)
K 77, 104,00-112,30 m
Trochammina inflata (MONTAGU)
Trochammina pulchra ZIEGLER
Trochammina parva E. & J. SEIBOLD
Textularıa cf. jurassica GUEMBEL
Ammobaculites suprajurassicus (SCHWAGER)
Proteonina ampullacea BRADY
Glomospira sp.
Rheophax sp.
Lituola sp.
Textularıa sp.
Haplophragmium sp.
Fischzähnchen
u.a.
Alter: Dogger (-Malm)
Bohrung Krumbach 37 (Tırımann et al. 1963, S. 80)
K 199, 111,10-111,70 m
Textularıa cf. jurassica GUEMBEL
Paalzowella feifeli (PAALZOW)
Milammina jurassica (HAEUSLER)
Cyclogyra sp.
Trochammina sp.
Alter: Dogger-Malm
149
Bohrung Schäflohe X (Tırımann et al. 1963, S. 72)
K 123, 98,20-98,50 m
Ammodiscus sp.
Foraminiferenreste
Bohrung Engelsdorf 16 (Tı.ımann etal. 1963, S. 74)
K 133, 1,90-2,65 m
Lenticulina div. sp.
Nodosaria sp.
Eoguttulina sp.
Ammodiscus sp.
Bohrung Engelsdorf 23 (TıLımann et al. 1963, S. 74)
K 137, 4,30-5,10 m
Rheophax sp.
Ammobaculites sp.
Bohrung Bernreuth 129
K 241, 112,60-113,10 m
Haplophragmoides globigerinoides (HAEUSLER)
Trochammina rotundata E. & ]. SEIBOLD
Bigenerina arcuata HAFUSLER
Textularia sp.
Tolypammina sp.
Glomospira sp.
Miliolide
Fischzähnchen
Seeigelstacheln
Alter: (Dogger-) Malm
Bohrung Bernreuth 130
K 243, 125,80-127,00 m
Textularıa elongata (E. & J. SEIBOLD)
Paalzowella feıfeli (PAALZOW)
Miliammina jurassica (HAEUSSLER)
Trochammina sp.
Ammodiscus sp.
Glomospıra sp.
Textularia sp.
Haplophragmoides sp.
Ammobaculites sp.
Schwammskelette
Seeigelstacheln
Alter: (Dogger-) Malm
Zu vergleichbaren Ergebnissen kam schon Graoiss in einer
Arbeit von FrEYBERG (1976). FrevgerG beruft sich darin auf
GuDDEn & Tereıss (1961, S. 72), wo es heißt, daß eine alters-
mäßig nicht restlos gesicherte brackisch-marine Mikrofauna
aus einem Ton, wenig über dem Malm, Relikte einer kurzfri-
stigen Meeresüberflutung andeute. Guppen wiederum beruft
sich auf Tırımann (1954 und 1958), der Ockertone, Braun-
eisenerzlinsen, Sande und Glanzbraunkohle des Vilseck-
Freihunger Reviers mit der Amberg-Auerbacher Erzforma-
tion parallelisiert und- jeweils an der Basis und auch noch mal
im höheren Teil derselben, unter Berufung auf mikropaläon-
tologische Bestimmungen (s. o.) — eine marin-brackische
Fauna angibt. FreyBers schreibt, daß er aufgrund dieser An-
gaben immer wieder Proben aus Tonhorizonten der Erzfor-
mation verschiedener Bohrungen entnommen habe. Diese
wurden mikropaläontologisch von Gross untersucht. Er-
gebnis: In den Proben fanden sich immer nur „‚verkieselte
Kleinfaunen von jurassischem Charakter, wahrscheinlich aus
dem Malm umgelagert“.
SCHLUSSFOLGERUNGEN FÜR DIE PALÄOGEOGRAPHISCH-
TEKTONISCHE ENTWICKLUNG
Dieses Ergebnis wurde wohl nicht wahrgenommen oder es
kam gegen die nie widerrufenen, scheinbar mehrfach gesi-
cherten mikropaläontologischen Befunde in den Proben von
Tırımann nicht an. Die „untercenomane Meeresbucht“
(Tırımann 1964, TıLLMANN & TRrEıBs, 1967) lebte, wenn auch
mit Fragezeichen versehen, weiter als ‚vielleicht zeitweilig
brackisch-marine trogförmige Randtalzüge‘“ (Guppen,
1975), als ‚„Tümpel und Seen, die ... möglicherweise in den
Einflußbereich des ... Oberkreidemeeres gelangten“ (Gau
etal. 1973) bzw. als ‚‚fjordartige marine Rinne ... Vorläufer
des breiteren obercenomanen Golfes von Regensburg‘
(Herm, 1979). Nachdem sich durch die jetzt dargelegten Er-
gebnisse die Hauptargumente für einen marinen unterceno-
manen Vorstoß in das Gebiet nördlich der Linie des Lands-
hut-Neuöttinger Hochs in Nichts auflösen, liegt die Schluß-
folgerung einer rein limnofluviatil-terrestrischen Entstehung
der Erzformation - analog derjenigen der Schutzfelsschichten
— nahe. Glaukonitgehalte und Ooide lassen sich, ebenso wie
die Mikrofaunen, durch Umlagerung aus Jura-Schichten er-
klären. Ein Unterkreide- Alter kommt, neben Unter- bis Mit-
telcenoman, wie bei den Schutzfelsschichten (TRUSHEIM,
1936), wieder in Betracht. Gleichzeitig wird auch offenkun-
dig, daß der obercenomane Meeresvorstoß (vgl. auch Krein et
al. 1979) ein relativ plötzliches Ereignis ohne vermittelnde
Vorläufer darstellt. Diese Feststellung schließt eine Trans-
gressionsdauer von vielen hundert Jahren, wie von TRUSHEIM
(1936, S. 60) vorsichtig als Minimum geschätzt, durchaus
noch mit ein. Seit dem Rückzug des Meeres im Berrias — bis
auf eine Linie unmittelbar vor dem heutigen Kalkalpen-
Nordrand (vgl. Meyer et al. 1981, Taf. 4, Fig. 1) — war das
Meer noch zweimal bis zur Linie des Landshut-Neuöttinger
Hochs vorgerückt, einmal im Valendis-Hauterive und noch
mal im Apt-Alb. Dies ist jedoch - im Vergleich zum oberce-
nomanen Meeresvorstoß — eher als ein Oszillieren der Mee-
resküste zu bezeichnen. Jetzt transgredierte das Meer erst-
mals wieder seit dem Malm - anknüpfend an NW-SE-strei-
chende Bruchstrukturen — bis in den Raum nördlich von Re-
gensburg — möglicherweise diachron während des Mittel- bis
Obercenomans (LAnGE & Pauus, 1971), obwohl Mittel-Ce-
noman bisher, trotz Bemühen, nicht nachweisbar ist. Insge-
samt läßt sich folgern, daß das Landshut-Neuöttinger Hoch
bis in das mittlere Cenoman hinein eine Trennlinie zwischen
festländischer Entwicklung im Norden und mariner Ent-
wicklung ım Süden darstellte.
Der plötzliche Vorstoß, der -ohne Übergang - voll marine
Ablagerungen mit planktonischen Foraminiferen fast 150 km
weit nach Norden vordringen ließ, deutet auf relativ abrupte
Abbrüche randlicher Schollen von der bis in das Turon hinein
synsedimentär aufsteigenden Böhmischen Masse hin. Diese
stehen, als Teil des ‚„Gesamtzerfalls des östlichen Teils des
Mitteleuropäischen Festlandes während des Obercenoman“
(TRöGER, 1981, S. 163) wohl in Zusammenhang mit dem tek-
tonıschen Geschehen — Kollision und Aufschiebungen — am
Südrand des Europäischen Schelfs.
ZUSAMMENFASSUNG
Die stratigraphisch-fazielle Interpretation der Amberger
Erzformation als zeitweilig marine Ablagerung des Unterce-
noman, von TıLımann schon 1940 und in der Folgezeit von
1954-1967 vertreten, geht zunächst auf Verwechslungen bei
Makrofossilbestimmungen (Kıürrer, 1919, Jacusowsı, 1921)
zurück, die aber von TRUSHEIM (1936) richtiggestellt worden
waren. Neuen Auftrieb erhielt sie, wieder durch Verwechs-
lungen bei Bestimmungen — diesmal an Mikrofossilien — ım
Auftrag Tırımann’s seit 1952 am Bayerischen Geologischen
Landesamt durchgeführt. Grundlegend wirkte sich dabei aus,
daß trochospirale Anfangswindungen von Placopsilina ceno-
mana als Rotalipora appenninica und Jura-,,Globigerinen“
als Kreideplankton angesehen wurden. Beides zusammen
führte nicht nur zu der o. a. Interpretation, sondern zog auch
noch eine verstärkte Suche nach zusätzlichen benthonischen
Leitformen zur Präzisierung der scheinbar gesicherten Ein-
stufung ‚‚Alb bis Untercenoman“ nach sich, woraus weitere
Fehlbestimmungen resultierten. Diese sind bis heute nicht be-
richtigt, weshalb auch die o. a. Interpretation noch weiter-
lebt.
Die jetzt durchgeführte Revision der am Landesamt auf-
bewahrten Mikrofaunen holt dieses Versäumnis nach. Sie
kommt zu dem Ergebnis, daß die Mikrofaunen alle aus Jura-
schichten umgelagert sind und kein Kreideplankton beinhal-
ten. Damit entfällt der „zeitweilig marine Einfluß“ zugun-
sten einer rein limnofluviatil-terrestrischen Deutung. Neben
Unter- bis Mittelceenoman kommt wieder ein Unterkreideal-
ter in Betracht. Paläogeographisch bedeutet das, daß das
Landshut-Neuöttinger Hoch bis in das mittlere Cenoman
hinein die Trennlinie zwischen festländischer Entwicklung im
Norden und mariner Entwicklung im Süden bildete. Damit
erhellt auch, daß die obercenomane Transgression, ein relativ
plötzliches Ereignis ohne Übergang, einen Gipfelpunkt des
tektonischen Zerfalls dieses Gebietes markiert.
151
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Fig.
Fig.
7-9.
ig. 10-11.
Fig.
Fig.
Tafel 1
Fig. 1-9 Zonenleitformen nach Erst- bzw. Letztauftreten im Profil Benberg
(FORSTER, MEYER & RISCH)
Rotalıpora cushmani (MORROW)
Probe A 70/82
1. Dorsal (x 80) 2. Lateral (X 91) 3. Ventral (x 90)
Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO
Probe A 74/82
4. Dorsal (x 100) 5. Lateral (X 130) Ventral (X 111)
Praeglobotruncana helvetica (BOLLI)
Probe A 76/82
7. Dorsal (X 110) 8. Lateral (leicht verkippt) (X 120) 9. Ventral (X 119)
Fig. 10-14 Umgelagerte Jura-Foraminiferen aus den Schutzfelsschichten mit gewisser
Ähnlichkeit zu planktonischen Kreide-Formen (RIsCH)
„Globigerina“ cf. helveto-Jnrassica HAEUSLER
Probe K 51, 163,50-164,10 m
Bohrung Bernreuth 99
umkristallisierte Individuen
10. Ventral (X 200) 11. Ventral (X 277)
Placopsilina cenomana D’ORBIGNY
Probe K 53, 159,60-161,50 m
Bohrung Bernreuth 86
12. abgebrochener Anfangsteil (X 137)
13. Anfangsteil mit Folgekammern (X 87)
? Trocholına sp.
abgebrochener erster Umgang (X 135)
Probe K 53, 159,60-161,50 m
Bohrung Bernreuth 86
Zitteliana 10, 1983
RıscHh, H. Tafel 1
Zitteliana
Ben 155174 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
Die paläogeographische Bedeutung der Konglomerate
in den Losensteiner Schichten (Alb, Nördliche Kalkalpen)
REINHARD GAUPP*)
Mit 7 Abbildungen und 2 Tafeln
KURZFASSUNG
Die klastische Sedimentserie der Losensteiner Schichten ist
in den nördlichsten und tektonisch tiefsten Einheiten der
Nördlichen Kalkalpen (Bajuvarıkum) aufgeschlossen. Diese
Sedimente umfassen Ton- und Siltsteine mit Einschaltungen
von turbiditischen Sandsteinen, Geröllpeliten und Konglo-
meraten. Sie wurden während des Alb in kleinräumigen sub-
marinen Fächern abgelagert. Sohlmarken an den turbiditi-
schen Sandsteinen und nach Süden abnehmende Proximalität
der Konglomerate belegen Paläoströmungsrichtungen aus
Norden.
Die paläogeographische Einordnung des ursprünglich im
Norden des Oberostalpin gelegenen Liefergebietes ist um-
stritten. Aus der vermuteten Position dieses Liefergebietes,
das während einer Zeit erster intensiver, kompressiver tekto-
nischer Bewegungen in der frühen orogenetischen Entwick -
lung der Alpen (Apt bis Campan) Detritus nach Süden schüt-
tete, wurden paläotektonische Schlüsse gezogen. j
Die Analyse der Konglomeratgerölle aus magmatischen,
metamorphen und sedimentären Gesteinen ermöglicht die
Rekonstruktion eines lithologischen Profils des Liefergebie-
tes. Die Komponenten erweisen, daß mesozoische und pa-
läozoische Gesteine über kontinentalem Kristallinsockel ne-
ben ophiolithischem Material erodiert wurden.
Diverse oberjurassische und unter- bis mittelkretazische
Kalkgerölle zeigen Mikrofazies, die im Kalkalpin entweder
selten oder unbekannt sind. Biodetritische Flachwasserkalke
mit Clypeina jurassica FAvReE („‚Sulzfluh-Faziestyp“) und mit
unterkretazischen Dasycladaceen und Foraminiferen (,,Ur-
gon-Faziestyp‘‘) konnten neben den für das kalkalpine Meso-
zoikum üblichen Gesteinstypen erkannt werden. Die Sedi-
mentation im Herkunftsgebiet setzte sich unter flachmarinen
Bedingungen, bei Zufuhr von siliziklastischem (teilweise ul-
trabasischem) Material, bis ins Apt/? Unteralb fort.
Ein Vergleich des lithologischen Profils des Herkunftsge-
bietes mit Gesteinen ostalpiner und penninischer Einheiten
läßt darauf schließen, daß sich die klastischen Komponenten
der Losensteiner Schichten aus einem Liefergebiet in unter-
ostalpiner Position ableiten lassen.
ABSTRACT
During the Albian, the clastic sequence of the Losenstein
Formation was deposited in the northern parts of the Upper
Austroalpine realm (Eastern Alps). These sediments, which
comprise pelites with intercalations of turbiditic sandstones,
pebbly mudstones, and conglomeratic beds, were generated
in small submarine fans. Paleocurrents from the north are in-
dicated by bottom marks from turbiditic psammites and evi-
dence of southward decreasing proximality in conglomerates.
The paleogeographic position of the source area, located
north of the Upper Austroalpine, is controversial. Paleotec-
*) R. GAUPP, Technische Universität Berlin, Institut für Ange-
wandte Geophysik, Petrologie und Lagerstättenforschung, Straße
des 17. Juni 135, D-1000 Berlin 12.
tonic deductions were drawn from the assumed localızations
of this source area, which supplied debris towards the south
during a period (Aptian to Campanian) of first intensive com-
pressional movements in the early alpine orogenic history.
The analysis of conglomerate pebbles, which include mag-
matic, metamorphic and sedimentary rocks, allows a recon-
struction of a lithologic profile ofthe area of provenance. The
components indicate that Mesozoic and Paleozoic rocks as
well as ophiolitic material and crystalline basement rocks
were exposed to erosion.
Microfacies studies of sedimentary rock components of
conglomerates reveal Upper Jurassic and Lower to Middle
Cretaceous lithologies, which are uncommon or not existing
in the Upper Austroalpine stratigraphic column.
156
Bioderrital shallow water limestones with Clypeina juras-
sica FAvR& („‚Sulzfluh-Faciestype“) and with Lower Cretace-
ous Dasycladaceae and Foraminifera (‚‚Urgon-Faciestype“)
were recognized in addition to lithologies common in the Me-
sozoic stratigraphy of the Austroalpine unit. The sedimenta-
tion in the source area continued under shallow marine condı-
tions, with introduction of siliciclastic (partly ultramafıc) ma-
terial, until the Aptian/Lower(?) Albian.
A comparison of the lithologic profile of the source area
with lithologies of the Austroalpine and Penninic units shows
that the clastic components of the Losenstein Beds were deri-
ved from an area in Lower Austroalpine position.
I» EINLEITUNG
Die klastische Sedimentfolge der Losensteiner Schichten
(Unteralb bis Vraconien) ist auf die tiefsten tektonischen
Stockwerke der Nördlichen Kalkalpen beschränkt (Tiefbaju-
varıkum). Es handelt sich um eine maximal 200 m mächtige
Serie aus Ton- und Siltsteinen mit turbiditischen Sandsteinen,
Geröllpeliten und Konglomeraten. Obwohl die Lithofazies-
typen dieser Serie lateral und vertikal rasch wechseln, sind sie
doch erstaunlich gleichförmig ausgebildet entlang des gesam-
ten Kalkalpen-Nordrandes von Vorarlberg bis Wien.
Die diesem Artikel zugrunde liegenden Arbeiten erfassen
grob-klastische Sedimente der Losensteiner Schichten zwi-
schen dem Großen Walsertal/Vlbg. im Westen und Füs-
sen/Allgäu im Osten (Abb. 1).
Die Ablagerung der Losensteiner Schichten (KoLLmAanN
1968) erfolgte in einem Zeitabschnitt der Kreide, während
dem geotektonische Bewegungen das Bild des alpinen Te-
thysraumes tiefgreifend umgestalteten. (Drwry et al. 1973;
Trumpy 1975; Frisch 1976, 1981; Dietrich 1976). Die Zerle-
gung der oberostalpinen, paläozoisch-mesozoischen Sedi-
mentplatte und ihre Stapelung zu einem Deckenkomplex fand
im wesentlichen während der Mittelkreide statt. Diese Vor-
gänge lassen sich erklären als Reaktion der sedimentären
Hülle auf Verschuppungen bzw. Verkürzungen der unterla-
gernden kontinentalen Kruste (vgl. Böceı 1976) während der
Schließung des Südpenninischen Ozeans im Norden des
Ostalpin (zusammenfassende Darstellungen in Trumpy 1975,
ToLLManN 1976, OBERHAUSER 1980).
Die Sedimente der Losensteiner Schichten mit ihrem bun-
ten Spektrum an ‚‚exotischen‘“ Geröllen umstrittener Her-
kunft hatten früh die Aufmerksamkeit geologischer Bearbei-
ter auf sich gezogen (Broırı 1914; vgl. MuLL£r 1973). Aus der
vermuteten Herkunft und der Zusammensetzung vor allem
des kristallinen Detritus wurden sehr unterschiedliche paläo-
tektonische und paläogeographische Schlüsse gezogen. Es
CENOMAN-
RANDSCHUPPE
Oberstdorf
AROSA-ZONE
6) Fussen
Abb. 1. Lage des Arbeitsgebietes und tektonische Gliederung der Kalkalpen zwischen Großem Walsertal 10km
—_—
und Füssen/Allgäu.
1 = Blasenka (Großes Walsertal), 2 = Bärgunt (Hinteres Kleines Walsertal), 3 = Roßkopf, Häuselloch-
bach, Weißenbach, Kleebach (westl. Hindelang), 4 = Riesenbach (Vilstal), 5 = Schrecksee
wurde mehrfach versucht, die orogenen Bewegungen wäh-
rend jener wichtigen Phase der alpidischen Entwicklungsge-
schichte aus den syntektonisch entstandenen Ablagerungen
zu rekonstruieren.
157
In der vorliegenden Arbeit werden ergänzende Beobach-
tungen und Ergebnisse sedimentologischer Untersuchungen
an Konglomeraten der Losensteiner Schichten mitgeteilt.
2. SEDIMENTPETROGRAPHIE DER KONGLOMERATE
Angaben zur Petrographie der Losensteiner Schichten fin-
den sich in den Arbeiten von Zeır (1955, 1956), ZACHER
(1966), KoLıLmann (1968), MÜLLER (1973), Löcseı (1974). Die
folgende kurzgefaßte Zusammenstellung sedimentpetrogra-
phischer Charakteristika der Losensteiner Konglomerate
geht aus den Untersuchungen von Gaupr (1980) hervor.
2.1 GEFÜGE UND FAZIESMERKMALE
Lithologie:
Polymikte Orthokonglomerate, Parakonglomerate, Ge-
röllpsammite und Geröllpelite. Die stark vorherrschenden
komponentengestützten Orthokonglomerate treten entwe-
der strukturlos (chaotisch) und unsortiert oder strukturiert,
gut sortiert mit Regelung und Imbrikation auf. Die Kompo-
nenten sind sehr gut gerundet, seltener mäßig gut gerundet,
Gerölldurchmesser bis >2m, häufige Modalwerte zwischen 2
und 5cm. Matrix der bimodalen Orthokonglomerate ist
meist gut sortierter Sand bis Grobsand, bei den polymodalen
Parakonglomeraten sandreicher Tonsilt. Geröllspektrum mit
hoher kompositioneller Reife.
Sedimentstrukturen:
Normale und inverse Gradierung häufig. Sowohl ‚‚coarse-
tail“-Gradierung als auch „‚distribution“-Gradierung vertre-
APT
ten. Großmaßstäbliche, horizontal-planare Schrägschichtung
mit Winkeln bis 25° ist selten zu beobachten. Parallele Hori-
zontalschichtung häufig in dicken Bänken mit multipler Gra-
dierung. Feinkonglomeratbänke zeigen Strömungsmarken an
den Schichtunterflächen.
Geometrie der Konglomeratkörper:
Meist linsenförmige Körper geringer lateraler Kontinuität,
selten ebenflächig begrenzte Bänke. Mächtigkeit einzelner
Lagen zwischen 0,3 m und 2 m, mitunter > 10 m. Die Basıs
mächtiger Lagen zeigt erosive Diskordanz zu den liegenden
Sedimenten (Abb. 2 und 3). Bankoberflächen eben und oft
von Grobsandlagen überdeckt. Sehr mächtige Konglomerat-
körper sind komplex aufgebaut aus einzelnen basal ineinan-
dergreifenden bandförmigen Schüttungskörpern mit plan-
konvexem Querschnitt (z. B. Bärgunt, Abb. 3; Gaupr 1980).
Transportrichtungen und Proximalıtät:
Interngefüge und Sohlmarken der mit den Konglomeraten
assoziierten Turbiditsandsteine belegen einen Sedimenttran-
sport aus nördlichen Richtungen (MuLzer 1973). Aufgrund
der Korngrößenabnahme in den Konglomeraten von der Ce-
noman-Randschuppe im Norden zur Allgäudecke im Süden
wurde von Zeır (1955, 1956) und ZAcHER (1966) auf ein im
Norden gelegenes, heute nicht mehr erschlossenes Lieferge-
biet geschlossen (vgl. Broıı 1914, Kraus 1951).
LOSENSTEINER
SCHICHTEN
TANNHEIMER
SCHICHTEN
Konglomerate
Sandsteine
Mergel , Tonmergel
= = Mergelkalke
zes Kalke
| NEOKOM-
APTYCHENSCHICHTEN
Abb. 2. Schemazeichnung zur Verdeutlichung der stratigraphi-
schen Beziehungen zwischen Losensteiner Schichten und den liegen-
den Tannheimer Schichten.
(* = Schichtausfall unter konglomeratischen Rinnenfüllungen durch
basale Erosion)
Abb. 3. Aufschlußskizze der erosiven Basis einer mächtigen amal-
gamierten Orthokonglomeratlage (Rinnenfüllung) über Psammiten,
Parakonglomeraten und Geröllpeliten der Losensteiner Schichten.
Bärgunt, Hinteres Kleines Walsertal, 1790 m NN; Arosa-Zone.
Nach Gaurr (1980) belegen die systematischen Korngrö-
ßenvariationen der Gerölle eine generell Nord-Süd gerichtete
Sedimentzulieferung: Durchmesser übergroßer Einzelgerölle
> 1 m treten nur in den Konglomeraten der Cenoman-Rand-
schuppe (und aus dieser tektonisch verschleppt in der Aro-
sa-Zone) auf.
Die mittleren scheinbaren Durchmesser der 10 größten Ge-
rölle (= D/10-Werte) aus basalen Teilen gradierter Konglo-
merate und aus ungradierten Konglomeraten liegen in der
Cenoman-Randschuppe mindestens um 20% über denen der
Allgäudecke. Die Häufigkeit von Konglomeraten mit
D/10-Werten >15 cm geht in der südlichen Allgäudecke
(Tannheimer Berge) gegen Null.
In turbiditischen Psammiten weisen Bankmächtigkeiten,
Korngrößen basaler Lagen und die Abfolgen der Bouma-Ab-
schnitte auf distalere Verhältnisse in der Allgäudecke als in der
Cenoman-Randschuppe hin.
Die Gesamtheit sedimentologischer Beobachtungen in den
Losensteiner Schichten belegt größere Proximalität in der
Cenoman-Randschuppe, verglichen mit der Allgäudecke
(Gaupr 1980).
Zur Interpretation des Ablagerungsmilieus:
Interngefüge, Geometrie und Faziesassoziationen der
Konglomerate belegen ihre Bildung aus schwerkraftbeding-
ten Resedimentationen. Es handelt sich nicht um klastische
Bildungen einer Transgression wie vormals angenommen.
Die Losensteiner Schichten wurden in kleinen radial-finger-
förmig nach Süden vorgreifenden submarinen Fächern unter
tief-sublitoralen bis bathyalen Verhältnissen abgelagert. Die
Konglomerate sind klastische Füllungen von Rinnen, die
durch basale Erosion unter hochkonzentrierten Sedimentdis-
persionsströmen entstanden (Details in Gaurr 1980, 1982).
2.2 KOMPONENTENBESTAND DER KONGLOME-
RATE
Das Geröllspektrum der Konglomerate umfaßt leukokrate
plutonische und vulkanische Gesteine, basische Vulkanite,
niedrig- bis mittelgradig metamorphe Gesteine sowie silizi-
klastische und karbonatische Sedimentgesteine (AMPFERER &
OHnEsoRGE 1909, BRINKMANN et al. 1937, ZeıL 1955, ZACHER
1966, MürLer 1973, Löcseı 1974, Gaupr 1980).
Die Abbildungen 4, 5 und 6 geben einen Überblick über die
häufigsten Gerölltypen. Vor allem die kristallinen, meist als
„exotisch“ bezeichneten Komponenten wurden in Beschrei-
bungen dieser Konglomerate hervorgehoben.
Rhyolithische und dacitische Gerölle sowie pyroklastische
Äquivalente sind die häufigsten Kristallin-Komponenten.
Granite (vorherrschend grüne Varietäten) sind sehr selten.
Bei den Metamorphiten sind Phyllite und Glimmerschiefer
im Osten häufiger als im Westen. Generell sind Phyllite,
Glimmerschiefer und Gneise untypische und relativ seltene
Komponenten der Losensteiner Schichten.
Höhermetamorphe Gesteine fehlen im Westen entweder
ganz oder sind extrem selten. Ultrabasischer Detritus (Ser-
pentinit) tritt nur in der Sandfraktion auf.
Die Sedimentgesteinskomponenten wurden bislang gedeu-
tet als umgelagerter Detritus der kalkalpinen permomesozoi-
schen Schichtfolge (Zeit 1955, MürıEr 1973, DIETRICH 1976).
Auch Löcseı (1974) gibt für die Sedimentgesteinsgerölle eine
„Kalkvoralpine‘“ Herkunft an. Lediglich Er Noo (1966) hält
kalkalpine Herkunft für verschiedene Kalkgerölle für ausge-
schlossen.
Zusammensetzung Bärgunt Häuselloch
(Arosa-Zone) (Cenoman-
Randschuppe)
Sedimentgesteine:
Biogene arenit. Kalke 9,9 4,8
Kreidesandsteine 1,6 0,8
Fleckenkalke u.bunte Kalklutite 10,7 rl,
Echinodermen-Biosparite <0,5 1,8
Hornsteine,Spiculite,Radiolarite <0,5 2,5
weißer Dolomit,dolom. Kalk 11,2 6,3
gelbgrauer u. gelber Dolomit 16,9 12,8
schwarzer Dolomit 173 <0,5
rote u. graue Quarzpsammite 1,6 6,8
schwarze Lydite 1,3 2,5
54% 46%
Kristallin:
Quarz 1152 19,3
Granit <0,5 =
Metakonglomerate,Quarzite u.
Meta-Arkosen 11,8 7,8
Saure u. intermediäre Eruptiva 17,8 IS
Basische Eruptiva . 4,5 10,3
Chloritaggregate, (?)Serpentinit == 1,0
Chloritschiefer,Glimmerschiefer 0,6 045
46% 54%
313 Gerölle 398 Gerölle
Abb. 4. Prozentuale Verteilung der Geröllkomponenten in zwei
Konglomeratbänken der Losensteiner Schichten (Alb).
159
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Abb. 5.
meraten der Losensteiner Schichten.
Eine eingehende Neubearbeitung der Sedimentgesteinsge-
rölle macht nun deutlich, daß verschiedene der Geröll-Litho-
faziestypen im Kalkalpin entweder selten oder aber unbe-
kannt sind. Nur diese Komponenten sowie einige weitere pa-
läogeographisch interessante Geröllanteile werden hier kurz
beschrieben.
a) Wettersteinkalk und -dolomit:
Weiße, teilweise gelbgefleckte dolomitische Dismikrite mit
pel- und lumpsparitischen Partien, Fenstergefügen, gradier-
ten Hohlraumfüllungen (z. T. fenestral algal boundstones).
Zusammensetzung des mesozoischen Anteils von Sedimentgesteins-Komponenten in Konglo-
Fossilgehalt: Pharetronen, Kalkschwämme, Ostracoden;
Algen: Zonotrichites, Tubiphytes obscurus Masıov,
Thaumatoporella sp.;
Foraminiferen: Ophtalmidium cf. tricki (LANGER),
Glomospirella sp., Trochammina sp., Turri-
spirillina prealpina Trıronova; bestimmt durch
Dr. Ort: Endothyra cf. batuxi, Amphimuralıs
sp., Aeolisaccus tintinniformis MiSiK.
Obwohl keine sicheren Leitformen zu finden waren, deutet
nach Herrn Dr. Orr die Fauna und der Gesamteindruck auf
(?) mittel- und obertriadischen Wettersteinkalk und -dolomit
160
hin. Der Mangel an Diploporen und das gehäufte Auftreten
von Tubiphytes obscurus Masıov läßt auf Riff-Fazies (E. OTT
1972) schließen.
b) Brecciöse Lias- und Doggerkalke:
Bunte fossilführende Calcilutite des Lias und Echinoder-
men-Biosparite und Kieselkalke sind mitunter fein- bis grob-
brecciös ausgebildet. Entweder Intraklasten gleicher Litholo-
gie und Fauna oder dolomitische Extraklasten sind in die
Kalke eingebettet. Tektonische Brecciierung ist auszuschlie-
ßen, da die Matrix dieser klastischen Kalke praktisch unzer-
brochen ist und deutliche Anzeichen von plastischer Verfor-
mung durch die Klasten zeigt. Gerölle dieser Art erreichen
mehrere dm Durchmesser; die Größe der Klasten liegt zwi-
schen 1 mm und 15 cm.
c) Jura-Flachwasserkalke mit Clypeina jurassica FAVRE:
Bedeutsam für paläogeographische Fragen sind die beson-
ders im Westen des Untersuchungsgebietes häufigeren hell-
grauen und dunkelblaugrauen, weißlich anwitternden Kalk-
gerölle, die ohne nähere Beachtung leicht mit kalkalpinen
Obertriaskalken verwechselt werden können:
Biomikrite, Biopelsparite (Tafel I, Fig. 1), Biointrasparite,
Lumpsparite mit Biogenen, Oosparite, brecciierte Pelsparite.
Fossilgehalt: Mollusken: Kleingastropoden, grobe mikriti-
sierte Bivalvenschalenfragmente, Bankıa striata (Ca-
ROZZI);
Algen: Clypeina jurassica FAvRE, Cayeuxia cf. ameri-
cana JOHNSON, Cayeuxia piae FroLLO, Cayen-
xia sp., Tubiphytes morronensis CRESCENTI,
Bacinella irregularis Ravoıcıc, Pianella sp.;
Foraminiferen: Protopeneroplis striata WEYNSCHENK,
Trocholina alpina (Leuroıd), Labyrinthina
sp., Miliolidae, Textulariidae, Lituolidae;
Bryozoen; Korallenbruchstücke (z. T. ganze Stöcke);
Koprolithen (Favreina sp.); Crinoidenstiel-
glieder; Ostracoden.
In den mit Dünnschliffen und Acetatfolienabzügen unter-
suchten Proben ließen sich sowohl Kalke mit zahlreichen Pr.
striata, solche mit Cl. jurassica und seltener auch solche mit
Bankia striata nachweisen. Damit ist auf ein Alter der Kalk-
gerölle von Kimmeridge bis mittleres Tithon zu schließen.
Die lithologische Ähnlichkeit dieser Kalke mit den Ge-
steinstypen des Sulzfluhkalk (W. Orr 1969) ist beachtens-
wert. Vergleichbar sind diese Kalke auch mit Malmflachwas-
serkalken der östlichen Nordkalkalpen wie dem Plassenkalk
(FEnNnIinGEr & Hoörzı 1965; Torımann 1975a) und bedingt
auch mit Barmsteinkalk und Tressensteinkalk.
d) Unterkreide-Flachwasserkalke in ‚„‚Urgonfazies“:
Hellbraune, blaßrote, hell- bis dunkelgraue Biomikrite,
Biopelmikrite, Biosparrudite und Biolithite (Tafel I,
Fig. 3-6).
Fossilgehalt: grobe Gastropoden- und Bivalvenschalen-
stücke, Echinodermenfragmente;
Algen: Salpingoporella muehlbergii (Lorenz), Acro-
porella radoicici PrarurLon, Acicularia sp.,
Acicularia cf. elongata Carozzı, Coptocampy-
lodon fontis Parruuius, Bacınella irregularıs
Rapoıcıc (Lithocodium), Ethelia alba Pren-
DER, Boueina sp, ? Likanella sp., Lithocodium
aggregatum Eıuor, Archaeolithothamnium
sp.,
Foraminiferen: Palorbitolina lenticularis (BLUMEN-
BACH), Orbitolina cf. conica D’ArcHIAC, Orbi-
tolina sp., Dictyoconus cf. arabicus HEnson,
Sabaudia minuta Horker, Cuneolina sp.,
Rheophax sp., Psendochoffatella sp., Glomo-
spira sp., Quinqueloculina sp., Nautiloculina
sp., ? Ovalveolina sp., Textulariidae.
Außerdem Korallen(-bruchstücke), Poriferen, Ostra-
coden.
Für Kalkgerölle mit Salpingoporella muehlbergii (LORENZ)
kommt ein Alter von Hauterive bis Mittelapt in Frage (Con-
RAD & PEYBERNES 1976), nach Conkap (1977) Berrias bis Un-
terapt.
Sabandia minuta Horker ließe eine Einstufung Hauterive
bis tiefes Apt zu (Gusic 1975). Sichere Belege für Alb-Alter
sind nicht gegeben.
Diese Gerölle entsprechen völlig der sog. ‚‚Urgonfazies“,
die mit bioklastischen Flachwasserkalken in der Unterkreide
im Tethysbereich weit verbreitet war. Nach Mikrofazies und
Fossilgehalt ist in Anlehnung an Conkap (1977) auf infralito-
rale bis circalitorale Ablagerungsmilieus dieser Kalke zu
schließen.
e) Chromspinellführende Flachwasserkalke der Unterkreide
Orbitolinenreiche Intrabiosparite und Oosparite (Taf. II,
Fig. 1-3) führen gelegentlich terrigenen Detritus. Quarzkör-
ner, Chromspinell, Serpentinit oder Chloritaggregate sind in
Lumps eingeschlossen oder bilden den Kern von Ooiden.
3..DER-AUEBAU. DES-LIEFERGEBIETES
Aus dem Geröllbestand in Konglomeraten der Losenstei-
ner Schichten läßt sich hypothetisch der Aufbau des Lieferge-
bietes rekonstruieren (Abb. 6). Demnach wurde die meso-
zoische (Untertrias bis Apt/Alb) und paläozoische (Permo-
karbon und ? älter) Sedimenthülle, samt eingeschalteten sau-
ren und basischen Vulkaniten abgetragen bis auf den kristalli-
nen Sockel. Das Grundgebirge war gekennzeichnet durch
niedrig- und mittelgradige Metasedimente/Metavulkanite
und granitische Gesteine. Permokarbon ließ sich neuerdings
durch palynologische Untersuchungen (Gaupp & BATTEN in
Vorb.) belegen. Eine relativ mächtige klastisch-vulkanogene
Permoskyth-Schichtserie war von vergleichsweise gering-
mächtiger Trias überlagert. Die vermutlich kontinuierliche
Schichtfolge von Lias bis Mittelkreide weist charakteristische
litorale Karbonatsedimente während Malm und Unterkreide
auf. Ein Teil der Jura-/Unterkreide-Sedimente in Übergangs-
und Langschwebfazies (vgl. Abb. 6) wurde beim Geröll-
stromtransport aus flachmarinen Bereichen in den tiefermari-
nen Ablagerungsraum der Losensteiner Schichten durch ba-
sale Erosion in die Konglomerate eingearbeitet (kantige Kla-
sten + ohne Rundung).
161
Basische und ultrabasische Gesteine wurden im weiteren
Raum des Liefergebietes bereits während des Apt (oder noch
früher) erodiert und in flachmarine Kalksedimente eingela-
gert.
4. DISKUSSION
4.1 KRISTALLINES BASEMENT
Typisch für den Geröllbestand der Alb-Konglomerate ist
das Fehlen von höhermetamorphem Kristallin. Gneiskom-
ponenten sind extrem selten oder fehlen völlig. Trumpy (1975)
hebt für das Unterostalpin Graubündens den Reichtum an pa-
läozoischen Granitoiden hervor und verweist auf den Kon-
trast zum Südpenninikum und Oberostalpin, wo der kristal-
line Untergrund v. a. aus Gneisen und Glimmerschiefern be-
steht.
Das Permoskyth von Tarntaler Bergen und Radstädter
Tauern (Crar 1940, ENZENBERG 1967) wird von Quarzphyllit
bzw. Wenger Kristallin unterlagert, während Mittelostalpin
(Altkristallin) und Mittelpenninikum (Zentralgneis) vorwie-
gend höhermetamorphes Kristallin aufweisen (vgl. Frası &
Frank 1966, Frisch 1968). Grüne Granite und Granitmyloni-
te, wie sie selten auch in den Alb-Konglomeraten und nach ei-
genen Funden auch in den Tratenbachschichten vorkommen,
sind typisch für das Unterostalpin des Err-Julier-Gebietes,
sind aber auch im Mittelpenninikum (grüne Granite der Falk-
nis-, Tasna- und Sulzfluh-Decke) häufig vertreten (CornE-
Lıus 1935, BERTLE 1973, BURGER 1978). Nach neuen Untersu-
chungen von Gruner (1981) wird allerdings für Falknis- und
Sulzfluh-Einheit wieder eine unterostalpine Position erwo-
gen. GRUNER stellt in dem Zusammenhang die starke Beteili-
gung amphibolitischer Gesteine im Mittelpenninikum in Ge-
gensatz zum amphibolitarmen Unterostalpin.
Chloritquarzite und Chloritschiefer, häufiger in den feine-
ren Fraktionen klastischer Sedimente der Losensteiner
Schichten, lassen sich z. T. mit Altkristallin aber auch mit den
Casannaschiefern der Arosa-Zone vergleichen (GRUNAU
1947).
4.2 PALAOZOIKUM
Besonders auffallend sind die häufigen graugrünen bis ro-
ten, sauren bis intermediären Vulkanite in den Konglomera-
ten der Losensteiner Schichten (Rhyolithe, Felsitporphyre,
Dacite, Ignimbrite usw.). Gegen eine mögliche Ableitung
dieser Vulkanite aus der Grauwackenzone (z. B. DIETRICH
1976) spricht nach Torımann (1976b), daß die Porphyroide
dieser Zone (z. B. Blasseneck-Porphyroide) bereits varıs-
zisch metamorph wurden. Dieses Argument läßt sich jedoch
nicht auf das Unterostalpin ausdehnen. Im Permoskyth des
Ober- und Unterostalpin von Graubünden sind mächtige
Quarzporphyre und Pyroklastika vertreten (CORNELIUS
1935). Von allen tektonischen Einheiten nördlich des Ober-
ostalpin weist das Unterostalpin Graubündens die umfang-
reichste vulcano-sedimentäre Formation auf. Die alpidisch
metamorphosierten, prätriadischen Nair-Porphyroide der
Err-Grevasalvas-Decke haben dacitische, rhyolithische und
andesitische Zusammensetzung. Nach Trumpy (1975) sind
deckenförmige Rhyolithe wohl permischen Alters auch in der
Bernina-Decke vertreten. Auch Dietrich (1976) hält eine un-
terostalpine Abkunft der Vulkanitgerölle für wahrscheinlich.
Daß permische Vulkanite auch in den Karpaten in internen
Bereichen vertreten sind, ist aus der Melaphyr-Subformation
der innerkarpatischen Choc-Gemeriden (MaHtı 1963) zu er-
sehen, die auch Torımann (1965) dem Oberostalpin gleich-
setzt.
Dünner (1934) erwähnt Quarzporphyre aus dem Mittel-
penninikum des westlichen Tauernfensters, die zwischen
Zentralgneis und Hochstegenmesozoikum (FriscH 1976) auf-
treten. Eine Herleitung der Quarzporphyrgerölle im ‚‚Rand-
cenoman“ aus diesem Gebiet wird von Frisc# (]. c.) erwogen.
Eine Durchsicht der mir von Herrn Prof. Frısc# freundli-
cherweise gegebenen Dünnschliffe dieser metamorph über-
prägten Quarzporphyre zeigte aber wenig Gemeinsamkeiten
außer texturellen Merkmalen.
Betrachtet man die epimetamorphen, möglicherweise tlw.
karbonen Metapsammite (Arkosen, Grauwacken) und Meta-
konglomerate in den Geröllen, dann scheinen diese eher mit
vermutlich präpermischen Metasedimenten des Unterostal-
pin (ENZENBERG 1967, CorneLius 1935) vergleichbar, als mit
solchen des Penninikum (z. B. Habachserie, vgl. Frası &
Frank 1966).
4.3 PERMOSKYTH UND TRIAS
Terrigene Sedimente des alpinen ‚‚Verrucano“ sind in den
Tarntaler Bergen (Quarzite, Serizitquarzitschiefer, ENZEN-
BERG 1967), in den Radstädter Tauern (TorLmann 1959), im
Julier-Bernina-Gebiet (Cornerius 1935) sowie im Mittelpen-
ninikum (Wustkogelserie z. B. Frisch 1968) nachzuweisen.
Ebenso ist Buntsandstein in den genannten Einheiten vertre-
ten.
Die Gesamtmächtigkeit der Trias ist im Unterostalpin und
Mittelpenninikum geringer als im Oberostalpin (vgl. Prev
1976). In der Sulzfluhdecke ähnlich wie unter dem Hochste-
genkalk ist Trias kaum entwickelt oder fehlt völlig (W. Orr
1969, Frisch 1968). Wenn überhaupt, dann ist Trias im Pen-
ninikum nur sporadisch durch Dolomite vertreten (THIELE
1970).
Dagegen ist die Trias im Unterostalpin zwar lückenhaft
und geringmächtig aber doch stets vorhanden (Trumpy 1975).
Hauptdolomit erreicht in Graubünden 400 m, in den Tarnta-
ler Bergen 200 m Mächtigkeit (ENzZENBERG 1967).
UNTERKREIDE
PRÄPERM PERM
Zeitskala nach
KULP 1960
ERNST & KREUZER 1976
BARREME
HAUTERIVE
VALANGIN
BERRIAS
UNTERTRIAS
ZECHSTEIN
ROTLIEGENDES
Hypothetischer geologischer Aufbau des Liefergebietes
klastischer Sedimente der Losensteiner Schichten (U.Alb -Vracon)
(basierend auf Geröllanalysen der Konglomerate und Mineralbestand der Sandsteine )
UBERGANGSFAZIES LANGSCHWEB
KURZSCHWEBFAZIES FAZIES
TIEFSCHWELLENBEREICH
(3) Kalkarenıte @4) Quarzpsammite
@a)fristallinfuhrende Biosparıte, -mikrite
mit Orbitolinen, Milioliden etc
= @n) Biosparite mit Dasycladaceen
(Urgonkalke)
—| &)korallenbiolithite
=] (M)phiolithe (Diabase ıwS, Serpentinit)
= (a) Jlomikrıte.Biopelsp (17) Aptychensch
m Clypeina jurassica (Calpionellenkalk)
(Typus Sulzfluhk /Plassenkalk)
= Saccocomakalke
Filamentkalke,
® ® Radiolarienkalke (19) Radiolarite
Protoglobigerinen
(13) Echinodermen - Biosparite
, I—J Spiculite, Kieselkalke
Nr — = ® (mj/ Jeckenmergel
ai tag (10) Kalkbreccien (Allgauschichten)
URN RG
RR J
$ Pa Aada,o « (10) 4
I |
(9) Hauptdolomit , Obertriaskalke
fe]
(8) Wettersteinkalk u -dolomit
77 (7) gelbe Dolomite
Z ZI RT
Buntsandstein (rote 'Permoskyth'-
Quarzpsammite)
Sandsteine
('Quarzite, Arkosen)
? Tonsteine,
? Konglomerate
Postvariszische
Transgressions-
„3922072 0.0 °9.0% bildungen
(5) basische Vulkanite (Diabase)
Quarzporphyre
saure bis ıntermed Ka h
Vulkanite u ı uarzkeratophyre
SB. Pyroklastika PENLIE
°o og 0 ulfite
Se Arkosen
Epimetamorphe | Grauwacken
Serie Quarzite Metakongim
Lydite, ?Marmore
Phyllite, Glimmerschiefer
(& Altkristallin' |Chloritschiefer, (Gneis)
2
©) (?) vrıszische Granite RG 1979
Rossner (1976) wies in den nördlichen Radstädter Tauern
Wettersteinkalk in Riffazies nach, in einer Fazies also, die
auch in den Geröllen der Losensteiner Schichten vorliegt.
Im Err-Bernina-Gebiet liegt Mitteltrias geringmächtig in
weißen Wettersteindolomiten vor (CorneLius 1935).
Gelbe Dolomite, wıe sıe charakteristisch in den Geröllen
auftreten, sind nach Cornerius (1935) ım Anis und im Karn
der Platta-Decke, der Carungas-, Err- und Bernina-Decke
entwickelt. Herrn Prof. Trumpy verdanke ıch den Hinweis,
daß gelblich-ockerfarbene feinkristalline Dolomite mit
schwarzen Dendriten typisch im Unterostalpin Graubündens
auftreten.
Das Rät des Unterostalpin ist mit Lumachellekalken, The-
cosmilienkalken usw. ähnlich dem Oberostalpin entwickelt
(vgl. Trumpy 1975, Rossner 1976).
4.4 JURA UND UNTERKREIDE
Im tieferen Jura des Unterostalpin (Graubünden) wurden
Echinodermenschuttkalke und Kieselkalke (Spiculite) gebil-
det. Während des Dogger kam es zu den für das Unterostalpin
auch weiter im E so typischen Breccienbildungen (z. B. Salu-
ver-Formation, FinGer 1975). Allerdings sind die Gerölle ju-
rassischer Breccien in Losensteiner Konglomeraten, soweit
ich das bisher beurteilen konnte, frei von kristallinen Kom-
ponenten. Der Malm des Unterostalpin ist, wie schon der
Dogger, in Tiefwasserfazies entwickelt. Über Radiolariten
folgende Aptychenkalke reichen vermutlich bis in die Unter-
kreide (FinGer 1975, Trumpy 1975). Aus der Carungas-Decke
bei Oberhalbstein (Val d’Err) hat neuerdings ©. VoBoRr-
nv/Zürich (frdl. mdl. Mitt.) Dogger bzw. Malm im Tief-
schwellenfazies mit Saccocomakalken nachgewiesen. Auch
hier sind wieder Analogien zum Komponentenbestand fest-
zustellen.
Kieselige Jurakalke (Kieselschiefer, kieselige Tonschiefer)
werden von ENZENBERG (1967) aus dem Tarntaler Unterostal-
pin beschrieben.
Mehr Schwierigkeiten bringt die Zuordnung der biogenen
Malm- und Unterkreide-Flachwasserkalke, die in den Kon-
163
glomeratgeröllen nachgewiesen werden konnten. Im Bajuva-
rikum zwischen Isar und Iller sind Kalke dieser Fazies nicht
vertreten.
Malmkalke vergleichbarer Fazies sind N’ des Oberostalpin
bisher lediglich aus den vermutlich unterostalpinen (oder mit-
telpenninischen) Sulzfluh-Falknis-Einheiten (W. Orr 1969,
Gruner 1981) beschrieben worden. Das Auftreten von
Urgo-Apt bzw. Tristelschichten in der unterostalpinen Err-
Bernina-Gruppe scheint nicht sichergestellt zu sein (Trumpy
1975).
Ein symmetrisches Gegenstück zu den Malm-Flachwas-
serkarbonatplattformen ım Süden des Oberostalpin (Plassen-
kalk usw.) auch im Norden in unterostalpiner (? auch mittel-
ostalpiner) Position ist nicht grundsätzlich auszuschließen.
Rekurrenzen der Malm- und Unterkreide-Flachwasser-
karbonatfazies waren selbstverständlich überall dort gegeben,
wo die bathymetrischen und paläogeographischen Verhält-
nisse dies erlaubten.
Unterkretazische Flachwasserkarbonate (Urgonfazies) mit
Chromspinell-Beimengung werden von Zuranıc & Basıc
(1981) aus NW-Kroatien beschrieben. Hacn (1982) fand neu-
erdings allodapische Kalke in Urgonfazies (Barreme) mit
Chromspinell in der Thierseemulde (SE-Teil der Lechtaldek-
ke).
Als Ausgangsgesteine des Chromspinell und des Serpenti-
nit-Detritus müssen größere Komplexe ultrabasischer Mag-
matite angesehen werden. Dabei muß offenbleiben, ob es sich
tatsächlich um Abkömmlinge mesozoischer ozeanischer Kru-
ste, die im Zuge mittelkretazischer Subduktion lokal ins Ero-
sionsniveau geriet, oder um ältere Bestandteile des Grundge-
birges handelt.
Als Liefergebiete für ultrabasischen Detritus in den Losen-
steiner Schichten kommen jedenfalls sowohl das ophiolithrei-
che Südpenninikum als auch das Unterostalpin in Frage.
Während in der Schweiz die Grenze Penninikum/Ostalpin
mit dem Fehlen oder Auftreten von Ophiolithen gezogen
wird (vgl. Dietrich 1970, Trumpy 1975), tritt in den Ostalpen
auch im Unterostalpin noch Serpentinit in bedeutendem
Ausmaße auf (z. B. Reckner-Serpentinit ENZENBERG 1967;
Ophiolithe der Matreier Zone, FrıscH 1976, ToLımann 1977).
5. SCHLUSSFOLGERUNGEN ZUR PALÄOGEOGRAPHIE
ToııMmann (zZ. B. 1965a) lokalisiert das Liefergebiet allothi-
gener Gerölle, v. a. aufgrund von Analogieschlüssen auf Ver-
hältnisse in den Karpaten (vgl. BirkenmAjEr 1960), am Nord-
rand des Mittelpenninikum (,‚Ultrapienidischer Rücken‘“).
Die paläogeographische Lage des Liefergebietes hat schwer-
wiegende Bedeutung für die zeitliche Fixierung orogener
Hauptbewegungen in den Ostalpen. Wenn ToLıLmann das
Liefergebiet in das nördliche Mittelpenninikum verlegt, dann
bedeutet dies zwangsläufig, daß das Südpenninikum der Tau-
ernschieferhülle bereits vor dem Mittel- oder Unteralb unter
die Austroalpin-Adriatische Platte unterschoben worden sein
muß, so daß Sedimenttransport aus dem Brianconnais direkt
bis in das nördliche Oberostalpin hinein möglich wurde (vgl.
ToLLMAnN 1976a, ZACHER 1966, OBERHAUSER 1964).
Wird das Liefergebiet dagegen in südlicherer Lage ange-
ordnet, etwa zwischen Penninikum und Ostalpin im Sinne
des ‚„‚Rumunischen Rückens“ von Kockeı (1923), dann muß
der Südpenninische Ozean nicht vor der Oberkreide ge-
schlossen worden sein.
Zu diesem Schluß kommen z. B. OBERHAUSER (1968, 1978)
oder Murr£r (1973), die einen Tauernzuschub nicht vor dem
Eozän, bzw. nicht vor Oberturon annehmen (vgl. Crar
1965).
Aus dem Chromspinellgehalt kretazischer Sedimente bis
zum Untercampan auf noch nicht abgeschlossenen Tauernzu-
schub schließen zu wollen, wäre wohl ungerechtfertigt, denn
für den Umschlag könnten auch andere Gründe verantwort-
164
Bregenz
VALAIS
u 2 }
OBEROSTALPIN
Abb. 7. Paläogeographisches Schema des Grenzbereichs Ostalpin/Penninikum im Mittel- und Westteil
der Ostalpen für den Zeitraum Alb-Untercenoman. Nach GAUPP 1980, paläogeographische Gliederung in
Anlehnung an TRUMPY 1975, FAUPL 1978.
Il = Sedimentzulieferung der Losensteiner Schichten (Alb, bis Vraconien), 2 = Sedimentzulieferung der
Unteren Branderfleckschichten (ab Vraconien, Untercenoman)
lich sein (z. B. Subsidenz entsprechender Liefergebiete). Ko-
inzidiert dieser Umschlagzeitpunkt aber z. B. mit Metamor-
phoseereignissen im Penninikum (KrEuzer et al. 1980), dann
kommt ihm doch größere Bedeutung zu.
So geht Torımann (1977) inzwischen auch von einem Ab-
schluß der Südpennin-Subduktion erst im Campan aus, for-
dert aber dennoch die Herkunft der Quarzporphyrgeröll-
schüttung vom „Ultrapienidischen Rücken“, wobei für die
allothigeneführenden Sedimente der Mittelkreide ein Trans-
port „über das bereits trockenliegende, tektonisch noch nicht
verdeckte Reststück des Pennins in die Kalkalpenstirn gegen
Süden“ zu denken wäre (1977). Wenn man jedoch davon aus-
geht, daß die Subduktion des Piemontais erst im Alb/Ceno-
man begann (Torımann 1977), dann kann unmöglich im
Oberalb Abtragungsmaterial des Mittelpenninikum durch
den Südpenninischen Trog bis auf die ostalpine „‚Oberplatte“
gelangen.
Man kommt ohne diese Hilfsannahme zu einer einfacheren
Erklärung, wenn man das Liefergebiet allothigener Kompo-
nenten in internerer Lage annimmt, was aufgrund des
Komponentenbestandes naheliegend ist. Trotz der zweifellos
vorhandenen Ähnlichkeit allothigener Komponenten in der
Oberkreide der Pieniden (BiRKENMAJER 1960, vgl. auch Misık
et al. 1981) mit den Geröllen der Losensteiner Schichten,
scheint es mir zutreffender, statt eines nirgendwo nachweis-
baren hypothetischen ‚‚Rückens“ in mittelpenninischer Lage
besser ein unterostalpines Liefergebiet (i. w. $.) an-
zunehmen, dessen erforderlicher Gesteinsbestand in den vor-
handenen Relikten dieser Einheit zu finden ist.
Diesem unterostalpinen Liefergebiet entstammen allothi-
gene Gerölle ähnlicher Spektren im Alb (Losensteiner Schich-
ten), und vermutlich auch im Turon (Obere Branderfleck-
schichten und Flachwasser-Gosau) der Nördlichen Kalkal-
pen. Die Schüttung ‚„‚exotischer““ Komponenten (einschließ-
lich ophiolithischem Detritus) mag in der Oberkreide nach
Überwindung des Ostteils der mittelpenninischen Plattform
durch Subsidenz abgebrochen worden sein, was zur Umkeh-
rung des Paläogefälles und zum Einsetzen der Flyschgosau-
Sedimentation geführt haben kann (vgl. Faurı 1978).
Im Unterostalpin Graubündens dauert die Sedimentation
bis in die tiefere Oberkreide fort mit pelagischen Mergeln
(couches rouges), die von einigen 100 m Flysch überlagert
werden (Trumpy 1975). Aus dem Raum der Err-Bernina-
Decken kann die Schüttung allothigener Komponenten nicht
herzuleiten sein. Sieht man in diesem Zusammenhang, daß
Schubfetzen in der Arosa-Zone, die zweifelsfreie Losenstei-
ner Schichten mit typischen Konglomeraten führen, nach SW
über das Große Walsertal hinaus nicht mehr auftreten und
daß in der eigentlichen Arosa-Zone Graubündens derartige
Konglomerate nicht vorhanden sind, dann läßt sich ein Aus-
klingen dieser Konglomeratschüttungen nach W denken (vgl.
Abb. 7). Ein unterostalpines Liefergebiet, das sich in Malm-
und Unterkreide lokal durch Flachwassersedimentation aus-
zeichnete, ging möglicherweise nach W in tiefermarine Berei-
che mit Aptychenkalksedimentation über. Im E früher ein-
setzende tektonische Bewegungen führten im Alb zur Emer-
sion und stellenweisen Abtragung bis aufs Grundgebirge.
Über die hier aufgezeigten Ähnlichkeiten im geologischen
Aufbau des Liefergebietes allothigener Gerölle der Mittel-
kreide mit dem Gesteinsbestand des Unterostalpins, kann
und soll eine präcenomane Überwältigung des Südpennini-
kums nicht widerlegt werden. Es wird aber deutlich, daß sich
aus dem Geröllbestand der Alb-Konglomerate kein zwingen-
der Beleg für einen Anschluß des Ostalpin an das Mittelpen-
ninikum während des Alb ableiten läßt.
Viel wahrscheinlicher wird dagegen ein Liefergebiet in
Form einer Festlandzone am Nordrand der ostalpinen Groß-
einheit, die möglicherweise durch basale Anschoppung in-
folge der Subduktionstätigkeit über Erosionsniveau gehoben
wurde und die sowohl aus kristallinem Grundgebirge mit
permo-mesozoischer Sedimentauflage des Unterostalpin als
auch aus (?) obduziertem ozeanischem Krustenmaterial be-
stand.
Faupr (1978), der für den gesamten südpenninischen Be-
165
reich der Ostalpen einen Abschluß der Subduktion nach dem
Cenoman annimmt, kommt zu einer entsprechenden Lage
und Definition des Liefergebietes, das er in Anlehnung an
Kocker (1923) ‚„‚Rumunischer Rücken‘ nennt.
Bei der zu beobachtenden erstaunlichen Ähnlichkeit in der
Ausbildung der klastischen Losensteiner Schichten und ihrer
Äquivalente, von Vorarlberg im Westen bis in die Karpaten
im Osten, wird man mit der Vorstellung eines schmalen
„Rückens“ nicht auskommen.
Die Ergebnisse stützen damit auch die paläogeographi-
schen Vorstellungen von MuLLe£r (1973), OBERHAUSER (1973),
FriscH (1976), DIETRICH (1976) und DIETRICH & Franz (1976).
6. ZUSAMMENFASSUNG
1. Für eine nördliche Herkunft des Detritus der Losensteiner
Schichten konnten weitere sedimentologische Hinweise
gefunden werden.
2. Nicht nur die Gerölle magmatischer und metamorpher
Gesteine in den Konglomeraten sind als ‚exotisch‘ (orts-
fremd, nicht der Umgebung des Ablagerungsraumes ent-
stammend) anzusehen, sondern auch ein erheblicher Teil
der Sedimentgesteinskomponenten.
3. Keinem der untersuchten Gerölle kommt ein eindeutiger
paläogeographischer Leitwert zu. Aus der Gesamtheit des
Geröllspektrums der Losensteiner Schichten läßt sich je-
doch ein Liefergebiet rekonstruieren, dessen Gesteinsbe-
stand zwanglos mit dem der unterostalpinen Einheiten der
Ostalpen und des West-Ostalpen-Grenzbereiches ver-
gleichbar ist.
DANK
Den Herren W. FrıscH, H. HAGN, E. OTTund W. ZACHER danke
ich herzlich für Anregungen, Diskussionen, für Hilfe bei Bestim-
mungsarbeiten und dafür, daß Sie mir Literatur und Vergleichsmate-
rial zur Verfügung stellten.
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greb.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
TAFEL 1
Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten
Biopel-Lumpsparit mit zahlreichen Anschnitten der Wirtel von Clypeina jurassica FAVRE
(Malm-Flachwasserkalk).
Schliff H5641
Arosa-Zone, Blasenka Westhang, 1930 m NN, Großes Walsertal.
Protopeneroplis striata WEYNSCHENK in Intrabiopelsparit mit Tubiphytes sp. und Bryozoenre-
sten. Weiterhin im Schliff Bacınella irregularis RaDoıcıc, Mollusken-, Korallen- und Echino-
dermenschutt, Kalkschwämme und Milioliden (Malm-Flachwasserkalk).
Schliff H54910
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.
Biosparit mit Acroporella radoicici PRATURLON, Coptocampylodon fontis PATRULIUS, Acicularia
sp., Milioliden, Gastropoden- und Echinodermenfragmenten, andernorts im Schliff auch Salpın-
goporella sp.
(Unterkreide-Flachwasserkalk, ‚‚Urgonfazies“).
Schliff H63729
Cenoman-Randschuppe, Häusellochbach W Unterjoch, 1300 m NN.
Biosparit mit Codiaceenresten, crustosen Corallinaceen, Echinodermen- und Molluskenfragmen-
ten und Orbitolinen.
(Unterkreide-Flachwasserkalk, ‚‚Urgonfazies“).
Schliff H54936
Arosa-Zone, Bärgunt 1800 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.
Milioliden-Biopelmikrit der Unterkreide. Der Schliff (H54937) führt an anderer Stelle Palorbito-
lina sp., Sabandia minuta HOFKER und Rheophax sp.
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.
Milioliden-Biopelmikrit mit Sabaudia minuta HOFKER.
(Unterkreide-Flachwasserkalk)
Schliff H54912
Arosa-Zone, Bärgunt 1810 m NN, Hinteres Kleines Walsertal.
170
Fig. 1.
Fig. 2.
Fig. 3.
Fig. 4.
TAFEL 2
Kalkgerölle aus Konglomeraten der Losensteiner Schichten
Intrabiosparit mit Orbitolinen, Molluskenschalenbruchstücken, Resten von Echinodermen und
Codiaceen, Corallinaceen, Textularien, Milioliden sowie siliziklastischem Dertritus (polykristalli-
ner Quarz in Bildmitte).
(Höhere Unterkreide)
Schliff H6387
Cenoman-Randschuppe, Weißenbach W Unterjoch, 1150 m NN.
Oosparitischer Kalk mit Quarz (a), Serpentinit/Chlorit (b) und Chromspinell (c). Die Ooidrinden
sind verkieselt, ein Teil der silikatischen Partikel wird durch Karbonat verdrängt.
(Höhere Unterkreide)
Schliff H63745
Cenoman-Randschuppe, Häuselloch-Alm W Unterjoch, 1300 m NN.
Intraoosparit mit Quarz (a), Chlorit-Serpentinit-Aggregaten (b) und Chromspinell (c). Die kanti-
gen siliziklastischen Partikel sind Kerne von Ooiden oder Bestandteile von Lumps.
(Höhere Unterkreide)
Schliff H4747
Allgäudecke, E Schrecksee, 1860 m NN.
Geröll eines orbitolinenführenden Kalkarenits, das vor der Umlagerung in die Konglomerate der
Losensteiner Schichten von Organismen angebohrt wurde. Das entstandene Bohrloch ist mit sili-
ziklastischem Detritus (gut gerundete Quarzkörner und Basaltgeröllchen) gefüllt.
(Höhere Unterkreide)
Schliff H5217
Cenoman-Randschuppe, Riesenbach/Vilstal W Pfronten, 1245 m NN.
173-181 München, 1. Juli 1983
ISSN 0373 — 9627
Senonian to Paleogene palaeogeographic and tectonic
development of the Myjavskä Pahorkatina Upland
(West Carpathians, Czechoslovakia)
JOSEPH SALAJ & AUGUSTIN BEGAN*)
With 5 figures in the text
ABSTRACT
The sediments studied formerly designated as Gosau sedi-
ments are found on the southern side of the Klippen Belt at its
western border. The Senonian sediments are designated as the
Brezovä group and the Paleogene sediments as the Myjava
group. We distinguish here: the Bradlo (southern), Stara Turä
(transitional), Surovin (northern) and Rasov developments.
The first two, on the contrary to other developments, have
the basal Coniacian - Campanian conglomerate lithofacies re-
sting transgressively on the horst system of the Brezovsk&
hory and Cachticke hory mountains Mesozoic. The last two
developments about which we conclude that there was no ın-
terruption in sedimentation (in the Middle Cretaceous), are
conformable with the substratum formed by the Triassic to
Lower Cretaceous.
This Mesozoic, on the basis of pebble analysis of Albian
conglomerates, on the contrary to the opinion of Miısik and
SykorA (1981), we consider as a remnant of the preserved
horst of the Klape sedimentation zone, emerged and prevai-
lingly eroded away to its crystalline substratum in the Albıan
to Turonian.
Before the preserved part of the mentioned horst was floo-
ded by the Senonian sea, freshwater schizophyte limestones
(HanAcek 1956) and brackish coal seams (Drora, verbal
communication) deposited on it. Later, during the Laramide
phase of folding it was squeezed out diapirically from the sub-
stratum, on the contrary to the opinions of other authors,
who consider its Mesozoic as a Gemeride nappe thrust the
south during the Subhercynian folding.
KURZFASSUNG
Am westlichen Ende der Westkarpaten auf der Südseite der
Klippen-Zone treten Oberkreide-Ablagerungen auf, die man
früher als Gosau bezeichnete. Sie werden als Brezova-Gruppe
zusammengefaßt, ihre palaeogene Fortsetzung als Myjava
Gruppe.
Es lassen sich vier unterschiedliche Einheiten unterschei-
den: Bradlo im Süden, Starä Turä als Übergangsfazies, Suro-
vin weiter nördlich und die Rasov-Einheit im Norden. In den
Bradlo- und Starä Turä-Einheiten setzte die Sedimentation im
Gegensatz zu den übrigen Abfolgen erst in der Oberkreide
ein. Basale Konglomerate des Coniac bis Campan transgre-
dieren über turone Süßwasser-Algenkalke und brackische
Kohle-Flöze, die ihrerseits dem horstartig herausgehobenen
Mesozoikum der Brezovske hory und Cachticke hory Berge
*) J. Sara) and A. BEGANn, Dionyz $tür Institute of Geology,
Mlynskä dolina 1, 81704 Bratislava, Czechoslovakia.
auflagen. In den beiden nördlichen Abfolgen liegt dagegen
unserer Meinung nach eine seit der Trias kontinuierliche Se-
dimentation vor, die sich ohne mittelkretazische Unterbre-
chung bis in die Oberkreide fortsetzt. Aufgrund von Ge-
röll-Analysen der Alb-Konglomerate sehen wir im Gegensatz
zu Misık & Sykora (1981) im Mesozoikum der beiden ersten
Einheiten einen Rest der Sedimentation in der Klape-Zone,
die in der Zeit vom Alb bis in das Turon stärker herausgeho-
ben, und im Osten bis auf die kristalline Unterlage erodiert
wurde, und nicht Reste der Gemer-Decke. Während der la-
ramischen Faltungsphase wurde die mesozoische Abfolge
von ihrer Unterlage diapirisch abgequetscht, und nicht als
Gemer-Decke bereits während der subherzynen Phase nach
Süden abgeschert.
174
INTRODUCTION
At the southwestern termination of the West Carpathians
in Slovakia, between the mountains of Little Carpathians in
the south - unit ofthe Central Carpathians - and the Klippen
Belt in the north, Upper Cretaceous and Paleogene sediments
are lying, which for their position and lithofacıal similarity
were considered as equivalent of the Gosau development in
the Alps ($rür 1860, Anprusov 1959, Sara] 1960).
LITHOFACIAL AND STRATIGRAPHIC CHARACTERIZATION
It has been proved by detailed studies (Sara] & BEGAan 1963)
that there are lithofacial and stratigraphical differences, which
permitted to distinguish these sediments of the Myjavska pa-
horkatina Upland as a particular development.
On the basis of lithofacial and stratigraphical differences as
well as of palaeogeographical interpretations we divided the
Upper Cretaceous and Paleogene sediments into 4 develop-
ments; from south to north they are: 1. Bradlo development
(southern), 2. Starä Turä development (transitional), 3. Suro-
vin development (northern), 4. Rasov development (nor-
thernmost).
1. The Bradlo development is characteristic ın basal
sediments transgreding on the horst system of the Brezovsk&
Karpaty and Cachticke Karpaty mountains Mesozoic
(Fig. 1). Before transgression, however, on this horst, which
was part of the Klape ridge, freshwater schizophyte limesto-
nes (HanAcer 1956) and brackish coal seams deposited (Dro-
pa, verbal communication). On the contrary to present inter-
pretation we do no consider the underlying Mesozoic as part
of the Gemeride nappe but we suppose that it was partially
diapirically squeezed out from the substratum of the Klape
sedimentation area to the surface in the time of the pre-Seno-
nıan folding.
The Senonian transgression begins with the Valchov con-
glomerates (SAMUEL, Sara] & BEGAan 1980), which are ac-
companied by carbonate sandstones and clastic limestones.
With advancing transgression the age of this formation is Co-
niacian to Campanian. The Upper Coniacian is represented
by the Stvernik marls. The overlying formation of Hurbanova
dolina is of flysch character and Santonıan age. The Lower
Campanian, variegated, predominantly red marls, make up
the Kosariskä formation; the Middle and Upper Campanian
represents the Podbradlo formation - flysch with prevalance
of marls and layers of microconglomerates. The Upper
Campanıan to Lower Maastrichtian are formed by organo-
detrital and organogenic limestone, socalled orbitoids lime-
stones of Sirok& bradlo; the facies of blue marls with inoce-
rams — Mosnäcov marls - ıs Lower Maastrichtian; the Podlı-
povec flysch is represented by Upper Maastrichtian marls,
marlstones, sandstones and fine-grained conglomerates. The
stratigraphical hiatus between the Cretaceous and Paleogene,
characteristic of this development, corresponds to the Danıan
and Montian. Upper Paleocene to Lower Eocene is the Kra-
variky formation, which is of transgressive character and re-
presented by conglomerates, sandstones and reef blocks. It is
resting conformably on its underlier. The development is
terminated with the Priepastne formation - Upper Paleocene
to Lower Eocene - flysch alternation of calcareous sandsto-
nes, claystones and variegated marls.
2. The Starä Turä development is represented at sur-
face only by the youngest— Lubina formation, formed by de-
trital and organic limestones, conglomerates, sandstones and
marlstones of stratigraphical range Middle Paleocene to Lo-
wer Eocene. This formation was encountered by a deep bore-
hole (LU-1) (L£sko et al. 1978). In ıts underlier the Middle
Cretaceous was drilled, which we suppose to be part of the
Klape ridge and so also of the substratum of Upper Cretace-
ous and Paleogene sediments of the Myjavskä pahorkatina
Upland.
3. The development of Surovin is, similarly as the
Stara Turä development, incomplete and at surface we know
the youngest sediments only.
The Polianka formation of Upper Campanıan to Danıan
age is formed by marls and marlstones with layers of calcare-
ous sandstones. It is overlain by algal-coral limestones alloda-
pic in its lower part, conglomerates and marls of Middle — Pa-
leocene to Lower Eocene age, designated as Dedkov vrch
formation. The Middle and Upper Eocene is represented by
sandstones, shales and red claystones of the Jablonka forma-
tion. This development is terminated with shales of menilite
type, belonging to the uppermost Eocene.
4. The Rasov development. As a marginal type of se-
dimentation at the northern margin of the Klape sedimenta-
tion zone we distinguished the Rasov development, which
occurs at the tectonic contact with the Klippen Belt and was
considered as part of the “klippen mantle” (Anprusov 1959).
It is a formation of sandstones, conglomerates, marls and or-
ganogenic limestones of Santonıan — Campanıan age.
For comparison we mention the bed sequence of the Gosau
Cretaceous and Paleogene as we compared it near Gosau in
the Eastern Alps.
175
COMPARISON OF THE GOSAU DEVELOPMENT OF THE NORTHERN
CALCAREOUS ALPS AND OF THE BREZOVÄ GROUP
INPEHESWEST CARPATHTANS
In the last time we had the possibility to see some type loca-
lities of the Gosau of the Northern Calcareous Alps near Go-
sau (Torımann 1976; PLÖCHINGER, in ÖBERHAUSER et al.
1980), accompanied by geologists studying this problem
mainly from a stratigraphical standpoint (Korımann and
SUMMESBERGER).
The bed sequence of this Upper Cretaceous in Gosau is as
follows:
1. Basal Lower Coniacian conglomerates — Kreuzgraben-
schichten of variable thickness, maximum 200 m. The mate-
rial is local. This member is coincident with basal transgres-
sive lithofacies of the Brezova group.
2. The Streiteckschichten beds are represented by sandy lı-
mestones, calcareous sandstones with corals, bivalves and
gastropod Actaeonella laevis, with layers of conglomerates of
similar type as the basal conglomerates. The whole sequence
is 100-150 m thick. It is interpreted as Coniacıan in age (Pıö-
CHINGER in ÖBERHAUSER et al. 1980). We compare this forma-
tion with higher Coniacıan sandy limestones with Actaeo-
nella gigantea and recrystallized echinoids.
3. The Grabenbachschichten beds belong to the Upper Co-
niacıan also at the locality Gosau, as mentioned by Pröchin-
GER (in ÖBERHAUSER et al. 1980). They are slightly sandy dark
marls, 150-250 m thick. We compare them with the Upper
Coniacian $tvernik marls. On the basis of new knowledge
(KOLLMANN & SUMMESBERGER, verbal communication) at least
a part of these marls must belong to the Lower Santonian, as
proved by finds of Inoceramus unduloplicatus and Texanites
sp-
4. The overlying Hochmoosschichten beds are already San-
tonian. They build up a 300 m thick formation of solid marls
with intercalations of sandy marlstones to marly sandstones
with isolated layers (2-3) of conglomerates with exotic mate-
rial and several layers of hippurite limestones, which are pre-
dominating mainly in in uppermost layers of the formation.
This formation is terminated with a distinct sandstone bank.
Besides hippurites Actaeonella laevis, Parapuzosia conicus,
Placenticeras sp. and Muniericeras sp. are found here. In the
sense of KOLLMANN & SUMMESBERGER (verbal communication)
this formation belongs to the Upper Santonian.
Although there is some analogy with the Santonian flysch
sequence of the Brezovsk& hory Mts., the differences are
mainly: a) stratigraphically - the Brezovsk& hory Mts. flysch
corresponds to the whole Santonian, in Gosau it represents
the Middle to Upper Santonian only; b) the whole Santonıan
of the Brezovä group is of flysch character; hippurite limesto-
nes with a fauna like in Gosau are missing at all. An analogy
with the Brezovä group Santonian is the presence of exotic
conglomerates and thin, 2 mm-1 cm thick layers of coal.
5. Randoschichten beds - Lower Campanıan marls with
Globotruncana elevata. Although a different formation, we
put it into relation with variegated marls of the Kosarıska
formation.
6. Ressenschichten beds — marls with layers of sandy marls,
with sporadical layers of microconglomerates, thickness
200-300 m. The formation contains /noceramus müller:;
from the microbiostratigraphical viewpoint it is still the Glo-
botruncana elevata Zone — Middle Campanian.
7. Higher up there are the Glaselbachschichten — a fly-
schoid formation with fine-grained conglomerates (thickness
about 300 m). In the Myjavskä pahorkatina Upland we put
both these formations into relation with the Middle Camp-
anıan flyschoid formation of the Podbradlo formation.
8. Overlying are the Nierentaler Schichten beds of Upper
Campanian to Lower Maastrichtian age, 400 m thick. This
formation of variegated marls could be equivalent in age, but
quite different in lithology, with the Upper Campanian to
Lower Maastrichtian orbitoid limestones and /noceramus
marls.
9. The youngest Cretaceous — Paleogene formation is re-
presented by the Upper Maastrichtian - Eocene Zwieselalm-
schichten beds, which are transgressive. In the lower part
there are exotic conglomerates (30-50 m) of Maastrichtian
age. This formation can be partly correlated with the flysch
sequence of the Podlipovec formation with orbitoid conglo-
merate limestones and exotic conglomerates in the lower part.
The Paleogene part of the Zwieselalmschichten beds, not stu-
died nearer in the area of Gosau, is represented by a flysch se-
quence with layers of conglomerates with variegated marls in
the Upper Paleocene and foraminifer-rich marls with layers of
sandstones in the Eocene. Interesting is the presence of
pebbles of reef algal-coral limestones probably of Upper Pa-
leocene to Lower Eocene age. In our opinion, however, the
Zwieselalmschichten beds can mainly be correlated with the
Kravariky formation and Priepastn& formation.
It is evident that in the Myjavskä pahorkatina Upland Cre-
taceous and Paleogene sediments are largely different from
those of the Gosau development of the Northern Calcareous
Alps. In the Gosau of the West Carpathians only sediments
with marls and hippurite limestones (besides conglomerates)
should be included. They are residual sediments preserved in
the southern parts of the West Carpathians only.
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176
177.
PAPAEOTECTONIE DEVELOPMENT OF THE AREA
In the substratum of the Upper Cretaceous and Paleogene
sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland the Mesozoic
ofthe Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians and the
Mesozoic of the White Carpathians occur (Fig. 1). The Me-
sozoic of the former two areas has so far been interpreted as
part of a higher Subtatric nappes. The Mesozoic of the Cach-
tice Carpathians is represented by the Nedzov nappe (Anpru-
sov 1936), while the Mesozoic of the Brezovä Carpathians
and White Carpathians is formed by the Jablonica nappe
(MAHEL” et al. 1962).
On the basıs of analysis of pebbles (Misik, Mock & SyKoRA
1977; MiSik & Sykora 1981; Sara] & BEGAN ın Sara] 1982) we
conclude that the Mesozoic of both mountains represents the
preserved remnant of the Ultrapieninic ridge, which we con-
sider as part of tne Klape ridge (Fig. 2).
Toward the east this ridge was eroded and supplied material
for Cretaceous interformational conglomerates of the Upoh-
lava type, which form various stratigraphical horizons in the
Klape Group from the Albian to the Maastrichtian. They
point to a vertical intensity of the tectonic processes, linked
with an extensive horst system of this ridge in its eastern part.
In the area of the Myjavskä pahorkatina Upland these proces-
ses terminated in the Cenomanian before the Coniacian
freshwater Turonian coal seams (DrorA, verbal communica-
Fig. 1. Geological profiles I and II.
run.
Il
seunesi,
= Neogene — Eggenburgian (= Burdigalian); basal conglomerates, sandstones and shales;
= Eocene; Zlin beds of the Magura Paleogene;
Middle to Upper Eocene; flysch, at the base with variegated claystones (Surovin development);
= Middle to Upper Paleocene; allodapic limestones with Discocyclina seunest;
= Upper Paleocene to Lower Eocene; reef-algal-coral limestones, with layers of marls with Discocyclina
6 = Lower to Middle Eocene; flysch sequence with olistoliths of reef limestones (Surovin development);
7 = Upper Paleocene to Lower Eocene; polymict conglomerates with exotic material, sandstones sandy
shales with olistoliths of reef and orbitoid limestones (Bradlo and Starä Turä developments);
8 = Upper Campanıan to Danian; greyish-green marls (Surovin development);
9 = Upper Maastrichtian; fine- to medium-grained carbonate conglomerates, sandstones, marls with
Abathomphalus mayaroensıs;
10 = Lower Maastrichtian; marls with inocerams;
11 = Campanian to Maastrichtian; conglomerates, organogenic hippurite and orbitoid limestones, sand-
stones and marls;
12 = Upper Campanian to Lower Maastrichtian; orbitoid limestones, fine-grained conglomerates (sou-
thern development);
13 = Upper Campanian; flyschoid sequence — marlstones, marls and calcareous sandstones;
14 = Lower Campanian; variegated marls with Globotruncana arca;
15 = Santonian; flyschoid sequence — sandstones, marls;
16 = Coniacian to Santonian; flysch sequence — sandstones, marls;
17 = Upper Coniacian; grey marls;
18 = Middle to Upper Coniacian; sandy limestones and fine-grained conglomerates;
19 = Coniacian, Santonian, Campanian; basal conglomerates;
20 = ? Turonian to Lower Coniacian; schizophyte brackish to continental limestones;
21 = Albian, in places Cenomanian to Turonian; marls, sandstones and conglomerates;
22 = Barremian to Lower Cenomanian; greyish-green spotted marls;
23 = Tithonian to Aptian; grey spotted limestones, in the Upper Aptian dark organoclastic limestones;
nm
>
[
= Tithonian to Hauterivian; grey spotted cherty and calpionel limestones;
25 = Upper Malm; grey and pinkish massive muddy limestones with cherts;
26 = Oxfordian to Kimmeridgian; red nodular, cherty to radiolarite limestones, in places the Kimmerid-
gian- Tithonian in reef development (Plassen limestone) or in facies of marly limestones will allodapic
limestones (Barmstein limestone) with Clypeina jurassica (FAVRE) and with Pseudocyclammina lituus
(YOKOYAMA);
27 = Callovian to Kimmeridgian; radiolarites and nodular limestones;
28 = Liassic; Gresten beds, spotted marly limestones with cherts and layers of grey crinoidal cherty lime-
stones;
29 = Liassic to Lower Dogger; sandy limestones, rarely spotted marls, redish Adneth, grey and red crino-
idal limestones;
30 = Rhaetian; Dachstein and lumachelle limestones with Triasına hantkeni;
31 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasına hantkeni;
32 = Norian; variegated clayey shales, intercalations of dolomites and quartzites - Carpathian Keuper;
33 = Carnian to Norian; Hauptdolomit;
34 = Carnian; Opponitz limestones;
35 = Julian; Lunz beds with Duostomina alta;
36 = Ladinian to Cordevolian; dolomites;
37 = Ladinian; Wetterstein limestones with Diplopora annulata;
38 = Upper Anisian (Illyrıan) to Ladinian; Reifling limestones;
39 = Illyrıan; Schreyeralm limestones with Pilammina densa PANTIC;
40 = Pelsonian to Illyrian; Steinalm limestones with Meandrospira dınarica KOCHANSKY-DEVIDE & PAN-
TIC;
41 = Anisian; Gutenstein limestones with Meandrospira insolita (HO).
KLAPE PLATFORM
MANIN SEDIMENTATION
ZONE
STRAZOV
SEDIMENTATION
ZONE
DCKS TH ?
a 17”
uhbURA M
AN 1557,
ERODET PART OF THE
KLAPE RIDGE
Fig. 2. Sedimentation zones of NW Slovakeı (West Carpathians)
tion) and schizophytic freshwater limestones (HANACER 1956)
were deposited. To the west in direction to the Northern Cal-
careous Alps we put the Mesozoic of the Cachtice Carpa-
thians, Brezova Carpathians and White Carpathians in con-
nection with the Ötscher (= Cachtice Carpathians) and Lunz
facıes of the Northern Calcareous Alps. These considerations
are based on the results of OBERHAUSER et al. (1980), Torı-
Mann (1972, 1976) and Wessery (1974). In both regions, the
Western Carpathians and Northern Calcareous Alps, both
these tectonie units have an equal bed sequence and their lin-
king is mainly stressed by the presence of the Dachstein Lime-
stones as well as locally of the facies of Kımmeridgian — Ti-
thonian allodapic limestones = Barmsteinkalke of the Cach-
tice Carpathians with Clypeina jurassica (FAvRE) and Pseudo-
cyclammina lituns (Xokovama). These limestones with the
mentioned microorganısms have been found at several locali-
ties (Misik & Sykora 1982). In the last time the reef facıes
(= Plassen limestones with the same fossils) was found in the
Brezova Carpathians (MEıLo in BEGan et al. 1982). The exi-
stence of these organo-detrital limestones in Cachtice Carpa-
thians was pointed out first by KuLımanovA (1964).
As already mentioned the Klape ridge (= Ultrapieninic
ridge - MaHeı 1980) was essentially eroded to the east and
northeast. The study of bed sequences of the individual series
as well as the analysıs of the pebbles of Albian conglomerates
ofthe Klape Groups in this area permit us to divide the Klape
sedimentation area as follows: north of the Klape ridge we
place sediments of the Drietoma development with the pre-
sence of the Carpathian Keuper, Kössen beds, incomplete
Gresten facies and spotted limestones and marls, crinoıdal
and cherty limestones, dark quartzy shales, radiolarites, no-
dular and calpionel limestones, marly spotted cherty limesto-
nes and Aptian - Albian dark marls (= Tannheimer Schichten
of the Northern Calcareous Alps). Important is the presence
of flysch with sandy limestones with orbitolines and conglo-
merates with exotic materiäl (= Losensteiner Schichten). In
the Northern Calcareous Alps the Frankenfels facies would
correspond to the Drietoma development.
Into this part of the sedimentation area we place the Seno-
nıan sediments (variegated marls, flysch with exotic material,
variegated clays and marls in the Paleocene and Eocene
flysch). This facies association can be related with sediments
of the Gieshübel depression the Northern Calcareous Alps.
We introduce for this development of the Senonian and Pa-
leogene, according to the type localıty Kvasov, the name Kva-
Sov development.
In the area of the Myjavska pahorkatina Upland this deve-
lopment does not occur at surface. We suppose, however,
that it remained underlying the older members of the Drie-
toma development.
South of the Klape ridge we place the Klape development
sensu stricto (Jurassic and Lower Cretaceous near the Klape
klippe, Albian - Coniacıan flysch with exotic conglomerates,
spherosiderite beds, Upohlava conglomerates, Orlove beds).
The Upper Cretaceous sediments deposited south of the
Klaperidge, we compare in thearea of Povazskä Bystrica with
sediments of the Myjavskä pahorkatina Upland in spite of
some differences.
We place the sedimentation area of the Strezenice, Manin
and Kostelec developments south of the sedimentation area of
the Klape development (Fig. 2).
The Kostelec development and Rohatä skala development
(northern margın of the SträZov sedimentation area) are ofthe
character of a sedimentation on an elevated substratum (sea-
mount chain), which is accompanied by stratigraphic hiati
and condensed sedimentation ın the Jurassic.
For completeness of the stratigraphical concept is should be
mentioned that the new SträZov sedimentation area (SALA]
1982) was defined, in which we suppose that the units thru-
sted later from the south have been formed here. The mecha-
nism of formation of the present-day tectonic structures (SA-
LA] 1982) of this area is presented in Fig. 3. As a consequence
of such an interpretation of the tectonic structure of the area
the question of correlation of West Carpathıan and Northern
Calcareous Alpine units requires a new approach.
For completing it is necessary to remark that Man’ (1980)
defined the sediments of the Klape development, exotic ridge
and Upper Cretaceous sediments of the Manin development
as the Periklippen Zone, later MAHEL’ (1981) called them the
Vähicum. Sara] (1982) assigned the uneroded part of the
Klape ridge, i. e. the Mesozoic of the Brezovä Carpathians
and Cachtice Carpathians to the Vähicum too.
GEOLOGICAL PROFILES THROUGH THE MESOZOIC OF THE STRÄZOVSKE VRCHY Mts. IN RELATION TO DEEP STRUCTURE
NW ll. PROFILE THROUGH THE BELA, ZLIECHOV AND ROHATÄ SKALA (CHOC) GROUPS (=STRÄZOV SEDIMENTATION AREA)
m (Compiled by J Sala) & J Hanacek |
4560
250 10,"
0
-250-
-500
-750 7,
-1000
-1250 7 "First, root zone
U, (closed) of the Strazov Ü
-1500 nappe \
reduced from opproxi-&
1750 19,5 mately_ 25 km width
AN = = T or T R A z [e) v Ss E D | M E
: SS {a
2000 Kostelec Sea-Mount Chain KOSTEN Sea - Mount Chain | Z [} N e c h o v
IV. PROFILE THROUGH THE ROHATA SKALA KOSTELEC AND MANIN GROUPS
(Compiled by J. Salaj)
Rohatöa skala group
S M an en geeurormurep | Kostelec group chsenappe“ |
m Rohatı skalı
Dielec
1"
a7,
CR
(M. Mohel' & J.Hanäcek
Compiled on the basis of archival geological maps 1:25000 of Zliechov 1971, J.Hanacek
179
(After J. Sala) 1981)
Second root zone \
(open] of the Strazov
nappe
reduced _from approxi-
mately 25 km width Si
NEBETE LAT N PRON ZMOWINESE =
b a s i n |Belö Sea-Mount Chain >
1
26 bool=:)
SE oseb:
Mojtin — SER
lutıtzl
0
km
1975) and Belusa
(J. Sala; & M Rakus 1963)
Fig. 3. Geological profiles III and IV.
1 = Eggenburgian; basal conglomerates, sandstones and shales;
2 = Lower Eocene; basal conglomerates and conglomerate limestones with Alveolina oblonga;
3 = Middle to Upper Paleocene; bauxites;
4 = Upper Cenomanian; fine-rhytmical flyschoid sequence of the Praznov beds with Rotalipora cushma-
ni;
5 = Middle Cenomanian; coarse rhytmical flyschoid sequence of the Belusske Slatiny beds with Rotalı-
pora montsalvensis — sandstones, sandy shales and fine-grained exotic conglomerates;
6 = Middle Albian to Lower Cenomanian; marls with planktonic foraminifers;
7 = Upper Albian; flyschoid sequence — sandstones, marls and sandy marls;
8 = Middle Albian; ultrabasic rocks;
9 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, grey limestones, marls and glau-
conite limestones;
10 = Aptian to Middle Albian; dark organo-detrital orbitoline limestones, layers of grey Urgonian type li-
mestones, glauconite limestones and marls;
11 = Barremian to Lower Albian; organogenic and organo-detrital orbitoline and hippurite massive lime-
stones (Urgonian facies);
12 = Tithonian to Neocomian; grey banked calpionel limestones (in the Manin Group with layers of chert)
and marls;
13 = Upper Oxfordian to Kimmeridgian; light-grey, brownish and pinkish platy limestones;
14 = Callovian to Lower Oxfordian; cherty limestones, nodular limestones, in the Zliechov Group radiola-
rites;
15 = Liassic to Lower Doggerian; spongolite limestones, sandy light-pinkish, red crinoidal limestones, lo-
cally in the Zliechov Group spotted limestones and marls;
16 = Rhaetian; dark-grey sandy limestones and lumachelle limestones with Triasına hantkeni;
17 = Upper Carnian to Norian; Hauptdolomit with layers of Keuper shales;
18 = Norian; Carpathians Keuper rocks;
19 = Carnian; dolomites;
20 = Carnian; Opponitz limestones;
21 = Julian; Lunz beds;
22 = Ladinian to Lower Carnian; Wetterstein dolomites;
23 = Ladinian; Wetterstein limestones with Teutloporella herculea;
24 = Illyrian; reddish Schreyeralm crinoidaland grey dark cherty Reifling limestones with Pilammina den-
sa;
25 = Anisian; dark Gutenstein and Steinalm limestones with Meandrospira dinarıca;
26 = Scythian; a - shales, b — basal quartzites and conglomerates;
27 = Pre-Mesozoic basement; Crystalline rocks.
180
CONCLUSIONS
The main contribution of this study is a different interpre-
tation of the sedimentation zones (Fig. 2.) of the tectonic
units of the Brezovä Carpathians and Cachtice Carpathians.
We substantiate that these units are not derived from the Ge-
mer area but are part of the Klape Zone.
The presented palaeogeographical considerations require a
consideration ofthe individual phases of folding with empha-
sıs of the Klape Zone.
The first tectonic effects which can be analysed ın thıs zone,
were in the Triassic. In the Carnian a certain part of the Klape
Zone was uplifted. In the Brezovä Carpathians and Cachtice
Carpathians limestones were deposited in the southern part.
On the other hand in the sunken part of the block the facıes of
the Lunz beds dominated durins the Carnıan.
Smaller vertical movements were during the Jurassic,
mainly in the Kimmeridgian and Tithonian. Distinet tectonic
movements have been at the Aptian — Albian boundary, du-
ring which the Klape ridge was uplifted. We suppose that
these movements of vertical character persisted until the Tu-
ronian. In the Coniacian subsidence of the ridge took place
and Coniacıan to Upper Eocene or Oligocene sediments were
deposited in the Myjavskä pahorkatina Upland.
The Laramide phase was only partly expressed in this zone,
- a hiatus during the Danıan and Montian in the Bradlo deve-
lopment.
During the Savian phase the Brezova Carpathians and
Cachtice Carpathians were folded. A part of them was uplif-
ted in form of a horst and eroded.
The area under study has acquired its present-day character
during the Bukovec phase (Saraj 1982) before the Upper Kar-
patian when distinet imbrication and upthrusts have develo-
ped. A part of the horst was upthrust (Dobrä Voda upthrust)
to the south on Upper Cretaceous and Eggenburgian sedi-
ments. During these processes also the northern part of sedi-
ments of the MyJjavskä pahorkatina Upland - Surovin deve-
lopment was overthrust on the southern part along a distinct
tectonic line of east-western direction. This phase was also ef-
fectively expressed in the Klippen Belt, where the Eggenbur-
gian conglomerates and sandstones were folded in tectonic
slices of the Klippen Belt (Fig. 4-5).
Fig. 4. The Upper Eggenburgian calcareous sandstones (left - b) in
tectonic contact with the Neocomian - Albian of the Kysuca Group
succession. In the Albian is a further slice of the Upper Eggenburgian
(a). Locality: Abandoned quarry in Majericky near Myjava.
Fig. 5. Detail of tectonic contact of vertically upright Neocomian
ofthe Kysuca Group succession with a higher member of the Eggen-
burgian (calcareous sandstones).
181
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183
Bee 183-190 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627
Faunen des Senons im Bakony-Gebirge und ihre Beziehungen
zu den Senon-Faunen der Ostalpen und anderer Gebiete
LENKE CZABALAY*)
Mit 3 Abbildungen
KURZFASSUNG
Von den verschiedenen Senonbildungen Ungarns wird hier
der sog. Mittelgebirgs-Typus, der im Bakony-Gebirge und
im Zala-Becken auftritt, zusammenfassend dargestellt.
Ausführlich wird dabei auf die sedimentologische und fau-
nistische Entwicklung eingegangen. Einen besonderen
Schwerpunkt der Untersuchung bilden die Rudistenriffe.
Die überregionalen paläogeographischen Beziehungen
werden anhand der Rudisten diskutiert.
ABSTRACT
In Hungary the Senonian is represented by various facıes,
namely in the Bakony Mountains and the Zala Basin we meet
the so-called intrramontane type, inthe Great Hungarian Plain
the flysch, while in the Bükk Mountains a Gosau facies is de-
veloped.
The intramontane type is represented by the Csehbänya-
Ajka-Jäkö Marl Formation, the Ugod Limestone Formation
and the Poläny Marl Formation. In the Bakony area a Triassic
platform separates the tectonically preformed basin within
two subbasins. The originally continental sedimentation of
the Magyarpoläny-Devecser Basin became fluviatile (Cseh-
banya Formation) and was replaced later on by the Cam-
panian transgression. Simultaneously, the Sümeg-Ajka Basin
was subsiding and covered by water.
The first lacustrine and lagoon sedimentation was followed
by the deposition of lagoon-brackish water sediments in the
upper portion of the Ajka Formation. These sediments
change rather unobserved into shallow marine, littoral ones
(Jak6 Marl Formation, Csingervölgyi Member).
At Sümeg, the transgression started with the Lower Cam-
panian. Reefs developed on the margins of the platform
(Ugod Limestone Formation), while in the basın neritic,
fine-grained marls were deposited (upper part of the Jäkö
Marl Formation). The basin’s subsidence persisted even du-
ring the Upper Campanian, and in the deeper water started an
epicontinental sedimentation (lower part of the Poläny Marl
*) L. CZABALAY, Ungarische Geologische Anstalt, Nepstadion ut
14, Budapest 1142, Ungarn.
Formation), while on the Triassic platform followed the de-
position of shelf sediments (Rendek Member). At a further
stage of regression, the mentioned strata were partly eroded
and accumulated at the foot of the platform (Poläny Marl
Formation, Jaköhegy breccia). Thus, the last reefs in the Ba-
kony Mountains are of Upper Campanian age.
On the basis of the rich mollusc fauna the Ajka and the
Csehbänya Formations can be ranged in the Upper Santo-
nian, while the Jäk6 Marl and the Ugod Limestone Forma-
tions are already of Campanıan age.
With respect to the Inoceramidae and the Ammonite spe-
cies Parapachydiscus neubergicus (ScHLOTH.), the Poläny
Marl Formation can be placed into the Lower Maastrichtian.
On the basis of the microfauna even Upper Maastrichtian
could be determined.
Beside the Hippurites, the great number of Radiolites spe-
cies is striking, the most of which are identifiable with Pyre-
n&an species. This means a meridional influence, although ty-
pical meridional elements, frequently occuring in South Italy,
North Africa, and South America, are lacking here. In this
way the Bakony area may represent a transition between me-
ridional and nord fauna-provinces of the Mediterranean geo-
syncline.
Faunistically the following relations can be detected: to the
SW across the Zala Basin, to Yugoslavia (Medvenitza Moun-
tains), and further on to North Italy, South France, and
North Spain (Pyrenees); to the west some relations can also be
determined with the Gosau Formation in the Eastern Alps; to
the east to Romania (Bihar Mountains), Yugoslavia (Monte-
negro) and Greece (Vardar and Pelagonian belts).
184
1. ÜBERBLICK ÜBER DIE ENTWICKLUNG DER MITTELGEBIRGSFAZIES
DES. UNGARISCHEN SENONS
In Ungarn sind Senonbildungen verschiedener Fazies be-
kannt, so ist im Bakony-Gebirge und im Zala-Becken der sog.
Mittelgebirgs-Typus, im Donau Theiss-Zwischenstromland
Flysch und im Bükk-Gebirge Gosau vertreten. Diese Ab-
handlung befaßt sich mit dem Mittelgebirgs-Typus. Abb. 1.
Im Transdanubischen Mittelgebirge lassen sich an Hand
von Übertage-Aufschlüssen und Tiefbohrdaten die Senonbil-
dungen in einem SE-NW gerichteten Sedimentationsbecken
verfolgen. Im Zusammenhang mit den Bewegungen, die zu
Beginn der Oberkreide stattfanden, entstanden im Westteil
des Gebirges litho- und biofaziell mannigfaltige Ablagerun-
gen. Der Mittelgebirgs-Typus wird von der Csehbänyaer,
Ajkaer und Jaköer Mergel-Formation sowie der Ugoder
Kalk-Formation und der Polänyer Mergel-Formation gebil-
det. Das tektonisch angelegte Becken wurde durch ein
Trıias-Plateau in zwei Teile gegliedert. Im Becken von Ma-
gyarpoläny — Devecser wurde die anfängliche kontinentale,
später fluviatile Sedimentation im Campan von transgressiven
Sedimenten abgelöst (Csehbänyaer Formation). Das Becken
von Sümeg - Ajka wurde im Verlauf der weiteren Absenkung
endgültig überschwemmt und es begann eine lakustrisch-pa-
lustrische Sedimentation (unterer Abschnitt der Ajkaer For-
ei
——_
+ /
RE) Ugod,
) Homokbodogpe nolcafö
a
> 2 N Magyarpolany ,
Be; Devecser "Ajka «Veszprem
’
er
ul a
Nagylengyel
.
Sümeg
Csıkeria =
ER
Ra
mation). Mit der von SW ausgegangenen Transgression kam
die Meeresverbindung zustande. Dieser Prozeß führte zur
Bildung der marginalen lagunär-palustrischen Brackwasser-
ablagerung am Beckenrand (oberer Abschnitt der Ajkaer
Formation) und der seicht-littoralen Mergelsedimentation ım
Beckeninnern (Jaköer Mergel-Formation, Csingervölgyer
Member).
Im Sümeg führte die Transgression bereits im unteren
Campan zu anderen Verhältnissen und zu riffartigen Bildun-
gen. Im oberen Campan wurde der gesamte Raum überflutet.
Die Verbreitung der Riffe ist dabei wegen der morphologi-
schen Verhältnisse auf die schmalen Randbereiche des Plate-
aus und die inneren Klippen beschränkt. In den Becken lager-
ten sich gleichzeitig neritische, schluffige Mergel ab (Jäköer
Mergel-Formation, oberer Abschnitt).
Im oberen Campan sank das Becken weiter ab, in den tiefe-
ren Bereichen entstanden offene, epikontinentale Beckenab-
lagerungen (Polänyer Mergel-Formation, unterer Abschnitt).
Im nördlichen Bakony-Gebirge endete das Rudisten-
Wachstum im oberen Campan. Auf der Plattform lagerten
sich offene Schelf-Sedimente ab (Rendeker Member). Zur
ren
\
Dedestapolcsäny
Nekezseny
Hajduszobgszlöa
BUDAPEST Debrecen,
1
Nadudvar ME
Szolnoke
o Räkoczitalva
Törtel o Da a
1 Tıefborungen
2 Oberfl. Aufschl.
3Bergbau Aufschl
4Umgelagertes Senon
5SFlysch Senon
Abb. 1. Verbreitung der Senonbildungen in Ungarn.
185
Zeit der späteren Regressionsphase wurden diese Ablagerun- stricht. Das Gebirge wurde postkretazisch herausgehoben.
gen teilweise abgetragen und am Fuße des steilen Küstenhan- Ein wesentlicher Teil der Polänyer Formation wurde dabei
ges angehäuft (Jaköhegyer Brekzien Member). abgetragen. Erst im Miozän kam es erneut zu einer Transgres-
Die letzten rudistenführenden Ablagerungen findet man im OL;
Bakony-Gebirge an der Grenze Obercampan/Untermaa-
aus: Süme Csabrendek Devecse Magyarpolän
tionen 9 r gyarp y
a
(®) ©
x >
Fr -
un ®
< =
< Su
> ©
= Inoceramen Inoceramen Inoceramen Inoceramen
Orbitoiden
Agriopleuriden Pflanzen Pflanzen Pflanzen
Hippuriten
Hippuriten 5:
’ Echiniden Echiniden Echiniden
N Ostreiden
Ostreiden Algen
! Korallen Rudisten
Er Gervilleen i > r . !
| Hippuriten Ostreiden Ostreiden Ostreiden
MM ©
z |= = Rudisten
< ® oO : ABER
a |< = Ceratostreiden a
3 3 | 3 Radioliten ä x
< Sr Lamellibranchiaten| Ceratostreiden Ceratostreiden Ceratostreiden
© Aptyxielliden De
Echiniden Rudisten
4 : Ceratostreiden
Dentaliden Ceratostreiden
Nerineiden-
Clavagelliden Trochactaeoniden
Korallen—-Gastropoden—Lamellibranchiaten Gastropoden—Lamellibranchiaten
Pyrguliferen—Cardiden Pyrguliferen— i Pyrguliferen—
mm >— m Hemisiniden Pyrguliferen Cerithiden
Pyrguliferen-Strophostomiden— Se en ee
rquliferen— =
Hemisiniden Ds Cyrenen
==== = = —— N Me Corbiculiden
z © . . AA, WilıFamss vvmmwan vn anne
o° ® Pyrguliferen—Melanien Trochactaeoniden } j
mu ee} 3 ee en Cerithiden— Pyrguliferen—
= 3 = Pyrguliferen— Cardiden Hemisiden
< o ap alas br PR en Sen en ne Zee
[02] [®] — =
ee _ —_—_ Pyrguliferen—
Hemisiniden
Helixien—
Ajkaien
Abb. 2. Die Biofazies des Senons im Bakony-Gebirge.
186
2.DIE ENTWICKLUNG DER BIOFAZIES IN DEN SENONISCHEN
FORMATIONEN
Für den unteren Abschnitt der Ajkaer Formation sınd mio-
haline bis oligohaline, für den oberen Abschnitt meso-, plio-
und brachyhaline Faunengemeinschaften kennzeichnend.
Die Assoziationen wechseln außerordentlich rasch und häu-
fig. In der gleichaltrigen, aber faziell abweichenden Csehba-
nyaer Formation finden sich mehrere terrestrische Faunen-
elemente und vor allem mio- und oligohaline Faunengemein-
schaften. In der fluviatilen und brackischen Fazies treten ne-
ben terrestrischen Faunen (Helix) auch Süßwasserformen
wie kleinwüchsige, dünnschalige Vertreter von Ajkara und
Pyrgulifera auf. Charakteristisch für die limnische Fazies ist
die großwüchsige, glattschalige Art Pyrgulifera glabra
HANTKEN; ın der brackischen Fazies dominieren Varietäten
der stark ornamentierten, skulptierten Pyrgulifera inflata
Yen und Pyrgulifera acinosa ZEKELL.
Mit zunehmendem Salzgehalt nehmen Vertreter von Cerı-
thıum und Cardıum in der Fauna überhand.
Die Ablagerungen der Ajkaer Formation gehen kontinuier-
lich in die sublittoralen und teilweise noch brackischen Sedi-
mente des Csingervölgyer Member der Jaköer Mergel-For-
mation über. Im unteren Abschnitt spürt man noch die
Schwankungen des Salzgehaltes, zunächst herrschen insbe-
sonders Vertreter von Glauconia und Cerithinm vor, dann
übernehmen allmählich kleinwüchsige Muscheln die domi-
nierende Rolle in der Fauna (Nucula, Corbula, Astarte). Fer-
ner erscheinen kleinwüchsige Einzelkorallen, die die Stabili-
sierung des Salzgehaltes bezeugen.
Im oberen Abschnitt der Jaköer Mergel-Formation wan-
derte parallel zur allmählichen Absenkung des Meeresbodens
eine noch küstennahe, den schlammigen Meeresboden bevor-
zugende Muschelfauna ein. Charakteristische Formen sind:
Psendamussium laevis (Nirsson), Ceratostreon matheronia-
num (Oxs.), Plicatula aspera Zırreı. Die Ceratostreon-
Pseudamussium Assoziation wird in den feinkörnigen kalki-
gen Mergelablagerungen durch eine Pycnodonta und Lo-
pha-Fauna abgelöst. Darüber gehen die Mollusken stark zu-
rück und in den kalkigen Mergelschichten treten reichlich
Fischschuppen und Pflanzenbruchstücke auf.
In Sümeg kann der obere Abschnitt der Jäköer Mergel-
Formation makrofaunistisch in sechs Assoziationen geglie-
dert werden (Clavagella-, Dentalium-, Ceratostreon-, Ger-
villeia- und Ostrea-Assoziation). In der Beckenfazies (Ba-
konyjakö, Magyarpoläny) können diese Assoziationen nicht
nachgewiesen werden (Abb. 2).
Die riffartigen Bildungen der Ugoder Kalk-Formation von
Sümeg sind auf ein tektonisch präformiertes Gebiet be-
schränkt. Hier wechseln Kalksteinbänke, Mergel, Kalkmer-
gelund Tonmergel ab. Der fazielle Wechsel erfolgt sehr rasch,
wobei folgende Assoziationen auftreten: Trochalctaeon-,
Nerineen-, Actaeonellen- und muschelführende, Ceratostre-
on-, Östreen-, Hippuriten-, Radioliten-, Algen-, Korallen-,
Echiniden-, Agripleureen-, Orbitoiden-Biofazies.
Assoziationen des Back-Reefs sınd durch Echiniden, Ac-
taeonelien und Hippuriten-Radioliten ausgezeichnet charak-
terisiert. Im Fore-Reef-Bereich treten Hippuriten, Korallen,
Agriopleuren, Ostreen und Algen in den Vordergrund.
Die Gesteine der Ugoder Kalk-Formation lassen sich nörd-
lich von Sümeg in Richtung Gyepükajan weiter verfolgen, wo
sie die Jaköer Mergel-Formation überlagern. In anderen Ge-
bieten sind die Ausläufer der Fore-Reef-Bildungen mit den
Beckenablagerungen (Csabrendek) verzahnt, oder die Ge-
steine der beiden Formationen wechseln ab (Devecser). Der
Übergang der Ugoder Kalk-Formation in die Fazies des Bek-
keninnern ist im Rendeker Member vertreten.
Die Polänyer Mergel-Formation ist im Bakony-Gebirge
schon durch pelagische bis hemipelagische Schelfablagerun-
gen vertreten. Der Höhepunkt der Transgression wird mit
dem Auftreten von Inoceramen-Faunen erreicht. Die bisheri-
gen Assoziationen mit Pflanzendetritus und Fischschuppen
wird durch die Inoceramen-Assoziationen abgelöst, die sich
ihrerseits in mehrere Abschnitte untergliedern läßt.
3. CHRONOSTRATIGRAPHISCHE AUSWERTUNG DER FAUNS
FAUNISTIISCHE BEZIEHUNGEN
Die Molluskenfauna der Ajkaer Formation besteht
z. T. aus endemischen Arten, z. T. aus den charakteristi-
schen Formen obersantonischer-campanischer Süß- bis
Brackwasserschichten: Pyrgulifera glabra HANTKEN, Pyrgu-
hıfera inflata Yen und Pyrgulifera acinosa ZEKELI und ihre Va-
rietäten.
Kohlenführende Ablagerungen von ähnlicher Fazies und
mitähnlicher Fauna sind aus dem oberen Santon und Campan
in Österreich (Neue Welt, Gosau), Süd-Frankreich, Portu-
gal, Rumänien (Siebenbürgen: Bihar-Gebirge), Tschechos-
lowakei (Bradlö) sowie aus dem Maastricht von Jugoslawien
und Frankreich (Fluvel-Becken) bekannt.
Im Bakony-Gebirge gehören die Csehbänyaer und die Aj-
kaer Formation zum oberen Santon. In den oberen Assozia-
tionen der Ajkaer Formation läßt sich schon die im unteren
Campan beginnende Transgression erkennen. Dieses Fazies
können wir daher schon zum Campan rechnen. Der Höhe-
punkt der Transgression lag im oberen Campan und im Maa-
stricht.
Die Jäköer Mergel-Formation und die Ugoder Kalk-For-
mation sind sicherlich schon zum Campan zu rechnen.
Im Csingervölgyer Member der Jäköer Mergel-Formation
dominieren die für das untere Campan charakteristischen
Formen: Nucula concinna Sow., Corbula angustata Sow.,
Astarte similis Munster. Auch eine reiche Gastropoden-
Fauna kommt hier vor: Glauconia coqnandiana kefersteini
(Munster), Pirenella münsteri (KErerstein), Pirenella hoe-
ninghausi (KEFERSTEIN).
Diese Arten sind in Österreich, Jugoslawien und Süd-
Frankreich im Hangen der kohlenführenden senonischen
Schichten häufig, in anderen Ländern (England, Indien)
kommen sie in Mergelschichten ebenfalls im unteren Campan
vor.
Im oberen Abschnitt der Jaköer Mergel-Formation ist die
geographische und chronostratigraphische Verbreitung der
Arten Haustator fittonianus (Sow.), Haustator rigidus
(Sow.) und Psendamussium laevis (Nıirsson) viel größer als
die oben genannten Arten. Diese Formen können außerhalb
des mediterranen Geosynklinalraumes auch in den borealen
Kreidegebieten angetroffen werden und sind für die Cam-
pan-Stufe charakteristisch. Die Ausbreitung der Transgres-
sion hatte eine Erweiterung der faunistischen Verbindungen
zur Folge, worauf auch die im höheren Abschnitt auftreten-
den Arten Ceratostreon matheronianum (ORs.) und Pycno-
donta vesiculosa (Lam.) hinweisen.
Im unteren Rudisten-Horizont der Ugoder Kalk-For-
mation sind die folgenden großwüchsigen Gastropoden
kennzeichnend: Trochactaeon giganteus subglobosus (Mun-
STER), Tr. goldfussi (Ors.), Actaeonella cancasica sytriaca
Koıımann, Nerinea (Symploptyxis) pailletteana (Ors.),
N. (S.) buchi (KErERSTEIN).
Die Gastropoden-Fauna der Trochactaeon-Nerineen-Bio-
fazies läßt sich mit den Faunen der Gosau-Basisschichten in
Österreich, der Tschechoslowakei und Rumäniens (Sieben-
bürgen) gut korellieren, die an der Grenze oberes Santon/un-
teres Campan liegen.
Im unteren Rudisten-Horizont sind die folgenden Rudi-
sten-Arten häufig: Vaccinites carınthiacus (Revı.), V. oppeli
santoniensis (Kuhn), V. sulcatus (DErr.), Radiolites angeio-
des P. DE Lar., R. albonensis Touc., Praeradiolites subton-
casi Touc., P. arıstidis (Mun.-CHaım.), P. hoeninghansi
(Des Mour.), Lapeirouseia zıtteli Douv.
Im oberen Rudisten-Horizont kommen die Arten Vaceini-
tes atheniensis (KTEnas), V. braciensis (SLADIC-TRIFUNOVIC),
V. oppeli (Douv.), Hippurites heberti (Mun.-CHaın.),
Praeradiolites maximus AsırE, Lapeirouseia jomanneti
Douv. häufig vor.
Ein erheblicher Teil dieser Rudisten-Arten ist auch für die
obere Gosau-Fazies Österreichs kennzeichnend; das betrifft
vor allem die Vacciniten, in zweiter Reihe die Hippuriten und
Radioliten. Der Großteil der Radioliten ist mit den Formen
aus den Pyrenäen (Süd-Frankreich, Nord-Spanien) ver-
wandt. In der Rudisten-Fauna trifft man viele Arten, die auch
in Jugoslawien (Istrien, Medvenitza-Gebirge), Bulgarien,
Rumänien (nördliches und südliches Bihar-Gebirge), der
Slowakei (Kleine Karpaten), Griechenland (Vardar und Pela-
gonische Zone), Iran, Indien und Nord-Afrika (Tunesien,
Marokko, Algerien) vorkommen.
Hinsichtlich der stratigraphischen Verbreitung der Arten
können wir feststellen, daß die Rudisten-Fauna aus Arten be-
steht, die im mediterranen Geosynklinalraum für die Rudi-
sten-Horizonte des oberen Santons und des Campans charak-
teristisch sind. In der Fauna sind die erst im Campan einset-
zenden Arten in größerem Prozentsatz vertreten. Darunter
gibt es viele Formen, die auch im unteren Maastricht vor-
kommen können. Nach unserer Beurteilung dürfte das Alter
der Rudisten-Horizonte der Ugoder Kalk-Formation im Ba-
187
kony etwa der Campan-Stufe entsprechen. Fore- und Back-
Reef-Bildungen können im gesamten Campan auftreten.
Die anderen Muschelarten kommen ebenfalls in den oberen
Gosau-Schichten von Österreich vor: Cucullaea austriaca
ZITTEL, C. crassitesta ZıttEL, Perna expansa ZırtEı, Lima
pichleri ZırreL. Manche Muschelarten sind geographisch
auch außerhalb Europas (Kuba, Indien, Nord-Afrika) ver-
breitet, wie z. B. Pterotrigonia limbata (Ors.), Cucullaea
chiemiensis (GUMBEL).
Die /noceramus-Fauna der Polänyer Mergel-Forma-
tion besteht aus kosmopolitischen Arten, die sowohl in der
mediterranen geosynklinalen Kreide-Provinz als auch in der
borealen Kreide-Provinz anzutreffen sind.
In Übertageaufschlüssen bei Magyarpoläny wurde eine
zum Campan gehörende Inoceramus-Fauna mit /. decipiens
ZiTTEL, I. capitosus RENGARTEN und /. inconstans ZıTTEL ge-
funden. Aus Sümeg liegt ebenfalls vom unteren Abschnitt
dieser Formation die bisher einzige gut bestimmte Ammoni-
ten-Art, Parapachydiscus neubergicus (SCHLOTH.) vor. Nach
den Bohrdaten konnten im unteren Maastricht 3 Biofazies-
Abschnitte auf Grund der Inoceramen-Faunen unterschieden
werden:
1. Der Biofazies-Abschnitt mit /noceramus balticus BOEHM,
der in den Übergangsschichten oberes Campan/unteres
Maastricht häufig ist.
2. Der darüber lagernde lithofaziell gleiche Biofazies-Ab-
schnitt führt /noceramus regularis (Ors.).
3. Im oberen Biofazies-Abschnitt fehlen die beiden oben ge-
nannten Arten und es erscheint /noceramus planus Mün-
STER, der nach unserer Meinung unteres Maastricht an-
zeigt, zu dem auch die Biofazies mit /. regularis (Ore.)
gehört.
Die Inoceramen-Fauna ist viel arten- und individuenärmer
als die Faunen der borealen Kreide.
In der beigelegten Abbildung 3 sind die biochronostrati-
graphischen (parachronostratigraphischen) Ergebnisse der
palynologischen, mikropaläontologischen und malakologi-
schen Untersuchungen zusammengefaßt. Bei den stratigra-
phischen Ergebnissen wurde die Ammoniten-Art Parapa-
chydiscus nenbergicus (SCHLOTH.) berücksichtigt, die für das
untere Maastricht charakteristisch und von orthochronostra-
tigraphischem Wert ist.
Bei den malakologischen Untersuchungen erwies sich die
Rudisten-Fauna biostratigraphisch am wertvollsten. Die
ganze Mollusken-Fauna eignete sich ausgezeichnet für öko-
logische und biofazielle Auswertungen. Die aufgrund dieser
Untersuchungen festgestellten Biofazies ließen sich auch in
verschiedenen Gebieten außerhalb Ungarns gut erkennen,
bzw. ihr Fehlen konnte gut erfaßt werden.
Die obersantonisch-campanische Transgression begann in
den verschiedenen Gebieten nicht gleichzeitig. Dementspre-
chend fand die Riffentwicklung, in Abhängigkeit von den lo-
kalen Verhältnissen, zu verschiedenen Zeiten statt. Die fauni-
stische Ähnlichkeit der Riffkalke ist in vielen Fällen durch
übereinstimmende Fazies bedingt und nicht immer auf eine
faunistische Verbindung zurückzuführen.
Im Westen Europas, in Frankreich, zogen sich mit dem Zu-
standekommen der Verbindung zwischen den mediterranen
188
Lithostratigrophie
N
ielForaminifero -
ationen nach stratigraphie
nach F Göczön-A Sieg! 198
L. Czabalay 1982
Chrono-
statigraphie
I
Formatio
Palaeostomocystis[Gl. mayaroensis
bakonyensis
Gl contusa
Pseudopopillopollis
PISESREDETZURIEN GI conica
Gl. stuartı
Gl.colcarata
neubergicus
I. nus : i
pla Gl.calcıformı
Semioculopollis
KENT EN ALLE E21
RI KA RR RT A RAR RR AT
l. regularis
RRREITRERERIIERITRA
ON EIEIENSIENSIZISLZIEIEIEN NL
minimus Gl. elevota
Parapachydiscus
neubergicus Glarca
Gl.arca-Gl. stuortiformis
Poropachydiscus
Orbitoides
Agriopleura
B
Longanulipollis
Bauen]
Longanulipollis
lenneri F
Suemegipollis
triangularis
Mergel
Kalkstein F,
makgıina ta
Krutzschipollis
spatiosus
Gl.
Gl. globigerinoi des
Jaokoer
Dieyclina -Rypidonia
Eo.neavato
Pyrgulifera inflato
Goniobasis hyngarica
ro inflata | Brecolpites
Pyrgulifero ınfla eb er
Hemisinus lignitarius -Oculopollis
Stophostoma cretaceo zaklinskaiae
Pyrgulifera glabra |Trilobosporites
Helamıe Öculopolis —
Helix-Ajkaia Comple&iopollis A Meerwass
Abb 3. Parachronostratigraphische Gliederung des Senons in West-Ungarn.
und borealen Gebieten im oberen Santon die Rudisten nach
Süden zurück. In der Provence fand die letzte Riffbildung ım
Santon, in den östlichen Pyrenäen im Campan (Corbieres,
Ariege), in den Westlichen Pyrenäen im Maastricht statt. Die
in Westeuropa allmählich südwärts migrierenden Rudisten
rückten zur gleichen Zeit von Dalmatien in nördliche Rich-
tung (Österreich, Ungarn, Slowakei) vor.
Im Süden, in Jugoslawien, bildeten sich Riffe vom Ceno-
man bis zum Maastricht. Die Rudisten-Faunen des Medve-
nitza-Gebirges, Istriens und Montenegros stimmen in vielen
Hinsichten mit den Faunen des Bakony überein. Das Alter
von diesen dürfte etwa dem oberen Santon-Campan entspre-
chen, aber in unserer Fauna herrschen die Campan-Arten
vor.
In Österreich und Rumänien umfaßt die Riffbildungpe-
riode ebenfalls mehrere stratigraphische Stufen. In Griechen-
land (Vardar und Pelagonische Zone) beschränkt sich die
Riffbildung auf das Campan. Das gilt auch für das nordöstlich
vom Bakony gelegene Bükk-Gebirge sowie für die Slowakei
(Kleine Karpaten).
Bei den Rudisten-Faunen fällt die große Arten- und Indivi-
duenzahl der Radioliten auf. Wie schon oben erwähnt, stim-
men diese Arten, von wenigen Ausnahmen abgesehen, mit je-
nen der Pyrenäen überein. Dies weist auf südlichen Einfluß
hin, obwohl die in Nordafrika, Mittelamerika (Kuba, Jamai-
ca), Süditalien und in manchen Gebieten Jugoslawiens vor-
kommenden sog. charakteristisch südlichen Rudisten-Ele-
mente in unserer Fauna fehlen.
189
Die faunistischen Verbindungen können nach SW durch
das Zala-Becken und das Medvenitza-Gebirge weiter in Rich-
tung WSW bis Nord-Italien und die Pyrenäen (Süd-Frank-
reich, Nord-Spanien) verfolgt werden. Gleichzeitig läßt sich
eine enge faunistische Verbindung in westlicher Richtung ge-
gen die Ostalpen feststellen. Die faunistischen Unterschiede
sind auf die Sedimentationsverhältnisse zurückzuführen. In
Österreich sind die Gosau-Bildungen mehrmals durch Kon-
glomeratschichten unterbrochen, während im Bakony eher
Ablagerungen von caudiobiohermen Charakter auftreten und
die Kalke oft durch Mergelschichten unterbrochen sind. In
den Gosau-Sedimenten Österreichs (detritische Küstenabla-
gerungen) waren die ökologischen Bedingungen für die Ra-
dioliten nicht geeignet.
Im Osten können wir die faunistischen Verbindungen der
uns interessierenden Ablagerungen nach Rumänien (Bihar-
Gebirge), im SW nach Jugoslawien (Montenegro) und
Griechenland (Vardar und Pelagonische Zone) verfolgen.
Die Faunenmigration ging von Süd-Frankreich aus und er-
folgte in südwestlicher und südöstlicher Richtung. Die Fau-
nen des Bakony nehmen eine Übergangsstellung zwischen
den Faunen der nördlichen und der südlichen Faunenprovinz
des mediterranen Geosynklinalraumes ein. Wir nehmen an,
daß diese Gebiete miteinander in Verbindung standen und in
beiden erwähnten Provinzen ähnliche paläoklimatologische
Verhältnisse vorherrschten wie im Bakony-Gebirge.
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191
ISSN 0373 — 9627
Die Entwicklung der Kreideschichten Sloweniens
(NW Jugoslawien)
Von
MARIO PLENICAR & UROS PREMRU*)
Mit 2 Abbildungen
KURZFASSUNG
In der Kreide Sloweniens sind vier Hauptentwicklungen
festzustellen. Im Südwesten sind es die Unter- und Oberkrei-
desedimente einer Karbonatplattform, in Mittelslowenien pe-
lagisch-turbiditische Sedimente der Unterkreide und Flysch-
sedimente der Oberkreide und im Nordwesten Gosausedi-
mente des oberen Senon. Die einzelnen Entwicklungen wer-
den erläutert; die charakteristischen Florenelemente (Algen
und Nannoplankton) sowie der Fauneninhalt kurz erwähnt.
INBSTRAET
In the Cretaceous of Slovenia four main developments of
tectofacies can be separated. In the Southwest the Lower and
Upper Cretaceous is represented by sediments of a carbonatic
platform. In Middle Slovenia pelagic and turbiditic sediments
dominante in the Lower Cretaceous; in the Upper Cretaceous
only a “Flysch” sequence is developed. In the Northwest of
Slovenia shallow-water sediments, the so called “Gosau” is
characterizing the Upper Senonian. The different evolutions
of these tectofazies are explained. The floral elements (algae
and calcareous nannoplancton) as well as typical faunal ele-
ments are mentioned.
Die Kreideschichten sind in Slowenien in zwei Faziestypen
entwickelt: der neritischen und pelagischen Fazies. Die neriti-
sche Fazies haben wir in der Entwicklung der Tektofazies der
Karbonatplattform. Die pelagischen Faziestypen bestehen
aus folgenden Tektofazien: pelagischer Graben; heterogener
Flysch (Abfolge von Flyschsedimenten sowie Ablagerungen
eines tieferen Meeres); die Flysch- und Gosau-Tektofazies.
In Slowenien haben wir in der Kreide eine Tektofazies der
Karbonatplattform in den Dinariden, eine pelagische Fazies
aber in den Südalpen, in der Grenzzone zwischen den Südal-
pen und den Dinariden, in den Austroalpiden sowie eine pe-
lagische Entwicklung in den Dinariden, als die Zerstörung der
Karbonatplattform begann (Abb. 1).
Auf der dinarischen Karbonatplattform wurden in der Un-
terkreide und im überwiegenden Teil der Oberkreide Plat-
*) M. PLENICAR, Fakulteta za naravoslovje in tehn. Katedra za geo-
log. in paleontol., Askerteva 12, YU-61000 Ljubljana, Jugoslawi-
en; U. PREMRU, Geoloski zavod Ljubljana, Linhartova 9, YU-
61000 Ljubljana, Jugoslawien.
tenkalke mit Zwischenschichten eines körnigen Dolomits,
Kalkbrekzien und Kalkschiefer mit Hornstein-Zwischenlage
abgelagert (Abb. 2). In der unteren Kreide konnten auf der
Karbonatplattform die Kalkalgen gedeihen; die folgenden
Arten sollen erwähnt werden: Salpingoporella annulata Ca-
ROZZI, $. appenninica SARTONI et CRESCENTI, S. dinarica RA-
Do1cıc, Solenopora jurassica NICHELSON und andere, weiter
Tintinnidae, Foraminiferen der Gattungen Orbitolina, Cu-
neolina, Nezzazata u. a. Die Nerineen kommen, besonders
im Randbereich der Plattform, häufig vor. Die Riffe wurden
von Korallen, Hydrozoen sowie den requienidischen und ca-
prinidischen Muscheln aufgebaut. Diese Flora und Fauna
konnte vor allem auf den Barriere-Riffen und einzelnen
Kleinriffen (patch-reefs) gedeihen. Die Requienien waren
auch in Hinterriff-Bereichen verbreitet, wo sie bei niedrigem
Energie-Index kleinere Biolithe bildeten, welche im karbona-
tischen Schlamm eingegraben wurden.
In der Oberkreide hatten sich im Cenoman die Radiolitiden
und Capriniden, im Senon aber die Radiolitiden und Hippu-
ritiden verbreitet, für sie war die damalige höhere Meeres-
temperatur günstig, welche von Poısak (1975) mit Messun-
gen der absoluten Paläotemperatur des Meeres nachgewiesen
wurde. Im Cenoman und Senon war am bedeutendsten das
Barriere-Riff in dem Gebiet von Banjska planota-Hrusica
(Nanos) — Sneznik, welches im Randbereich der Karbonat-
plattform entstand. Auf der Karbonatplattform hinter dem
Barriere-Riff bildeten sıch in Nord-Istrien und im Notranjs-
ka-Gebiet noch kleinere Riffe (patch-reefs).
Unter den cenomanischen Capriniden können folgende
Arten erwähnt werden: Caprına carinata BoEHM, C. schio-
sensis BOEHM, Sphaerucaprina forojuliensis BOEHM, Mitroca-
192
Sa
"Sobota °
Abb. 1. Gebiete mit Kreideschichten in Slowenien und die tektonischen Haupteinheiten:
1 = Austroalpiden, 2 = Südalpen, 3 = Grenzzone zwischen den Südalpen und Dinariden, 4 = Dinariden, 5
= Pannonisches Becken, 6 = Plioquartäre Senkungsbecken, 7a = variscische und 7b = alpidische magmati-
sche Gesteine, 8 = Kreideschichten, 9 = normale Grenzen und Brüche, 10 = Überschiebung, 11 = seitliche
Fazies-Übergänge.
prina plavensis Parona, Orthoptychus striatus FUTTERER,
Neocaprına gigantea PLEnICAR, N. nanosi PLENICAR, Capri-
nula distefanoi BOEHM, C. masuni PLenıcar. Von den Radio-
liten sind die Arten Radiolites douvillei Toucas und Sphaeru-
lıtes foliaceus Lamarck häufig. In den Cenoman-Schichten
kommt auch die ostreidische Muschel Chondrodonta joannae
CHoFFAT häufig vor, welche umfangreiche Lumachellen an
Rändern von Flachbereichen der Riffe (reef flat) aufbauten.
Die cenomanischen Foraminiferen und Algen sind bis zum
gewissen Maß noch den unterkretazischen Formen ähnlich.
Die Mollusken-Fauna des Turons ist spärlicher und die
Muscheln haben dünnere Schalen. Als Ursache dafür wird
eine niedrigere Temperatur angenommen. Unter den Fora-
miniferen wurden auch auf der Karbonatplattform Arten der
Gattungen Globotruncana und Praeglobotruncana gefun-
den. Unter den Radioliten sind die Gattungen Apricardia, Bi-
radiolites, Distefanella, Durania, Eoradiolites, Radiolites
sowie Hippuriten-Kleinformen häufig.
Im Senon kam es zu einer üppigen Entwicklung von Rudi-
sten. Besonders zahlreich ist diese Fauna im Santon und
Campan sowie im Maastricht. Im Santon und Campan wur-
den die Barriere-Riffe am Rand der Karbonatplattform von
Hippuriten aufgebaut. Zahlreich sind Vertreter der folgenden
Arten: Hippurites (Orb.) nabresinensis FUTTERER, H. (Vacc.)
sulcatus Derrance, H. (Vacc.) vredenburgi Kunn, H.
(Vacc.) cornwvaccinum BRONN var. gaudryi (MUNIER-CHAL-
mas) Kühn, H. (Vace.) oppeli Dowvuı£t, H. (Vacc.) athe-
niensis KrEnas. Im Maastricht wurden die Arten AH. (Vacc.)
braciensis Stadıc-Trırunovic und Pseudopolyconites laska-
revi MıiLovanovic et SLaDıc, P. ovalis MiLovanovIc sowie
Sabinien gefunden. An Rändern der Riff-Flachbereiche
kommen an mehreren Stellen Lumachellen von Exogyren
vor. Nahe an den Riffen wurden auch Horizonte mit der Fo-
raminifere Keramosphaerina tergestina (STACHE) gefunden.
Die Biolithe von oberkretazischen Rudisten wurden vor allen
als Biostrome und nur teils auch als Bioherme gebildet.
Am Ende der Kreide folgte eine Emersion der Karbonat-
plattform, mit der kennzeichnenden Fauna des oberen Maa-
strichts.
Im nordöstlichen Teil der Dinariden ist die pelagische Fa-
zies der Oberkreide in Schichten von Kalkbrekzien, rötlichen
Mergeln, rötlichen Mergelkalken, mit Zwischenlagen von
Hornsteinen und Komponenten eines grauen Kalkes ent-
wickelt. In diesen Schichten sind pelagische Foraminiferen
der Gattung Globotruncana enthalten: Globotruncana calca-
rata CUSHMAN, G. arca (CUSHMAN), G. stuarti (DE LarPa-
RENT), G. lapparenti tricarınata (QUEREAU) sowie die leiten-
den Nannoplanktonformen Tetralithus murus MarTını,
"uezog salsıuN) = 'g 'N ‘urzorfeg = 'zq :ıyarııs
te = "sw ‘uedurey = "7 !uouag = "35 :uoAn] = "NL “uewousy = "39 !qJV = "TV adv = dy owauıeg
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Arkhangelskiella cymbiformis VeExsHna, Eiffelithus turris-
eiffeli (DEFLANDRE), REINHARDT, Broinsonia parca (STRAD-
NER), Cretarhabdulus crenulatus BRAMLETTE et MARTINI und
andere (Pavsıc, 1977). Diese Schichten, bekannt als ‚‚Podsa-
botin-Schichten‘, erstrecken sich entlang des Nordostrandes
der Karbonatplattform und sind nach Pavsıc ein Vorgänger
der Flysch-Sedimentation (Randbereiche der Flysch-Bek-
ken). Das Meer war nach Pavsıc so tief, daß günstige Bedin-
gungen für planktonische Flora und Fauna entstand. Die
Verbindung mit dem offenen Meer war gut (Pavsıc, 1977,
S. 57).
Weiter gegen Nordosten erfolgte die Entwicklung der un-
teren Kreide in einer heterogenen Flysch-Sedimentation, in
welcher abwechselnd Ablagerungen eines tieferen Meeres
und Flyschsedimente zu beobachten sind: Tonschiefer, Aleu-
rolith, Kalkarenit, Sandstein, Kalk, Einlagerungen von
Hornstein und Kalkbrekzien. In diesen Schichten wurden
zahlreiche Arten der Nannoflora festgestellt, worunter
Hayasıtes albiensis Menivıt und die Foraminiferen Debarına
hahounerensis FOURCADE, Orbitolina conoidea discoidea
Gras, Parorbitulina lenticularıs (BLuUMENBACH) von Bedeu-
tung sind, welche schon auf den Übergang zum Cenoman
hinweisen (Pavsıc, 1979).
In der Grenzzone zwischen den Südalpen und den Dinari-
den haben wir Flyschsedimentation vom Cenoman bis zum
Senon, mit Orbitulinen und Globotruncanen.
In den Südalpen begann die Sedimentation meistens mit
den Berrias-Schichten. Die Tektofazies ist überwiegend ein
heterogener Flysch, vertreten durch Schichten von Tonschie-
fern, Sandsteinen, Mergeln, Mergelkalken, Radiolariten und
Zwischenlagen eines radiolarienführenden Kalksteins. In
dem Mergel wurde eine Nannoflora festgestellt (Buser et Pav-
$ıc, 1980; PLENICAR, 1979).
In der oberen Kreide entstand die Flysch-Tektofazies, ver-
treten durch Schichten mit überwiegend karbonatischer
Komponente: Kalkstein, Mergelkalk, Kalkstein mit Horn-
stein und Kalkbrekzie. In dem Mergel sind Globotruncanen,
Orbitolinen und eine Nannoflora wie in der Flyschentwick-
lung der Dinariden enthalten.
In der Grenzzone und in den Südalpen schließen wir auf
den Bestand ehemaliger karbonatischer Zwischenplattfor-
men, worauf die Kalk-Fragmente mit unterkretazischer Mi-
krofauna hinweisen, aus denen die oberkretazischen Kalk-
brekzien zusammengesetzt sind.
In den Austroalpiden wird die Gosau-Entwicklung des
Campan und Maastricht beobachtet. In dieser Entwicklung
treten Wechsellagen von Rudistenkalken, Mergeln, Mergel-
kalken, Tonlagen, Kalksandsteine und Kalkbrekzien auf. Im
oberen Teil der Schichtenfolge kommt ein kalkiger Schiefer
mit Kohlenlagen vor. Die Transgression der Gosau-Schichten
war ın dem Gebiet vom Norden gegen Süden fortgeschritten,
so daß die Sedimentation in Pohorje im Santon-Maastricht, ın
den Nord-Karawanken aber erst im Maastricht begann.
Zwischen den klastischen Gosau-Schichten des Gebietes
Pohorje-Kozjak bestehen vereinzelte Riffe (patch-reefs) mit
Hippuriten: Hippurites (Orb.) colliciatus (WooDwArD), H.
(Vacc.) inaequicostatus MÜNSTER, A. (Vacc.) taurıscorum
Kuenn und Radholites styriacus ZırteL. In den klastischen
Schichten sınd die Foraminiferen Acordiella conica FARINAC-
cı, Cuneolina pavonia parva HEnson, Dyciclina schlumber-
gerı Munıer-CHaLmas, Globotruncanen und Nannoflora
enthalten.
In den nördlichen Karawanken sind Hippuriten-Riffe aus-
gebildet, mit folgenden Arten: Hippurites (Vacc.) ultimus
MırLovanovic, H. (Vacc.) braciensis SLaDıc-TrıFUNoVIC, A.
(Vacc.) latus var. maior Toucas, H. (Vacc.) archiaci Mu-
NIER-CHALMAS, H. (Orb.) radiosus Des MouLin. Hinter und
teils auf den Hippuriten-Riffen konnten Korallen gedeihen,
mit folgenden Gattungen: Aulosmilia, Dasmiopsis, Rennen-
sismilia, Conicosmilotrochus, Stephanosmilia, Acrosmilia und
Cunnolites (TURNSEK, 1978).
Die Kreide-Schichten in Slowenien sind teils auf einer Kar-
bonatplattform und zum Teil in Trögen und Becken auf Kon-
tinentalkruste der Adriatischen Tafel entstanden. Diese Tafel
wurde im Känozoikum noch stark tektonisch beansprucht.
Wegen der Bruch- und Deckentektonik sind die Kreide-
schichten in eine sekundäre Lage gekommen. Sie wurden
mehrfach von starker Erosion ergriffen und sind deshalb - be-
sonders in den Südalpen und den Austroalpiden -nur noch in
kleineren Flächen erhalten.
SCHRIFTENVERZEICHNIS
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vednice. — Razprave SAZU, classis 4, 21 (3): 67-68, 31 Taf.,
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hetetide z Banjske planote in Trnovskega gozda. — Razprave
SAZU, classis 4, 17 (2): 85-124, 16 Tafeln, Ljubljana.
Zitteliana
NERIERRE München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627
195
Der ältere Teil der Liburnischen Formation
in den NW-Dinariden
RAJKO PAVLOVEC & MARIO PLENICAR?*)
Mit 3 Abbildungen im Text
ABSTRACT
The lowermost part of the Liburnian Formation, the
Vreme beds, are nowadays allocated to the Uppermost Maa-
strichtian. They are characterized by grey bedded limestones
with some intercalations of breccias, coals and coaly shales,
carrying foraminifera like Rhapydionina liburnica, Mont-
charmontia appenninica, miliolids etc. in abundance, fur-
thermore bivalves, belonging to the genus Gyropleura.
Atalimited number of locations inthe Western Dinarides it
could be observed that the Vreme beds overlie Rudist lime-
stones. Some beds within the Rudist limestone do not carry
rudists, however microfossils, similar to those of the Vreme
beds could be identified. Therefore the possibility cannot be
ruled out that the Rudist- and the Vreme facies, were deposi-
ted simultanously at least in part. The Vreme beds were, de-
posited in a shallow marine environment, near shore, in em-
bayments or even lagoons. The high content of organicmatter
in the coal beds indicates a strong terrestrial influence, sedi-
mentation possibly taking place under limnice to brackish
conditions. The rudist biostromes flourished in near shore
shallow water. In the Rudist limestone beds are intercalated
which look like Vreme beds, this allows the conclusion that
behind the rudist-biostromes partly closed lagoons existed.
The change in sedimentation which caused the disappearance
of the rudists may indicate minor orogenetical movements.
The intensity of these movements became stronger after the
deposition of the Vreme-beds. Subsequent Kozina beds usu-
ally begin with breccias.
KURZFASSUNG
Der älteste Teil der Liburnischen Formation, die Vreme-
Schichten, werden heutzutage ins jüngste Maastricht gestellt.
Charakteristisch für diese Schichten sind graue, bankige
Kalke mit einzelnen Breccien-Lagen und eingeschalteten
Kohlen bzw. Kohleschiefern, die häufig Foraminiferen wie
Rhapydionina liburnica, Montcharmontia appenninica, Mi-
lioliden u. a. enthalten sowie Muscheln, die zur Gattung Gy-
ropleura gestellt werden.
An einigen wenigen Stellen in den westlichen Dinariden
wurde festgestellt, daß die Vreme-Schichten auf Rudisten-
Kalken liegen. Einzelne Lagen innerhalb der Rudisten-Kalke
enthalten keine Rudisten, dafür aber Mikrofossilien, die de-
nen der Vreme-Schichten ähneln. Daher kann die Möglich-
*) R. PAVLOVEC, M. PLENICAR, Katedra za geologijo in paleontolo-
gijo Univerza Edvarda Kardelja v Ljubljani, Askerceva 12, 61000
Ljubljana, Jugoslavija. (Geologische Abteilung, Fakultät für Na-
turwissenschaften und Technology, Universität „Edvard Kar-
delj“ in Ljubljana, Askerceva 12, 61000 Ljubljana, Jugoslawien).
keit nicht ausgeschlossen werden, daß die Rudisten- und die
Vreme-Fazies zumindest teilweise gleichzeitig entstanden
sind. Die Vreme-Schichten wurden im flachmarinen Bereich
abgelagert, in Küstennähe oder vielleicht auch in Buchten
bzw. sogar in Lagunen. Die hohen organischen Gehalte der
Kohleeinschaltungen deuten auf einen starken terrestrischen
Einfluß hin; möglicherweise erfolgte die Sedimentation teil-
weise im limnischen oder brackischen Milieu. Im seichten
Wasser der Küstennähe gediehen die Rudisten-Biostrome.
Da schon in den Rudisten-Kalken Einschaltungen auftreten,
die den Vreme-Schichten ähneln, können wir uns hinter den
Rudisten-Biostromen seichte, teilweise geschlossene La-
gunen vorstellen. Die Änderung in der Sedimentation, die das
Erlöschen der Rudisten verursachte, zeigt kleinere orogeneti-
sche Bewegungen an, die allerdings erst nach der Ablagerung
der Vreme-Schichten stärker wurden. Die nachfolgenden
Kozina-Schichten beginnen gewöhnlich mit Breccien.
196
DIE VREME-SCHICHTEN IN DEN NW-DINARIDEN
Am Ende der Kreidezeit und zu Beginn des Tertiärs kam es
im Bereich der Karbonat-Plattform der Äußeren Dinariden
zu erheblichen Veränderungen. Das Gebiet, das sich das
ganze Mesozoikum hindurch unter dem Meeresspiegel be-
fand, begann sich aus dem Meer zu heben. Das frühere, bis
200 m tiefe Schelfgebiet wurde seicht, es verwandelte sich
stellenweise in Lagunen, wurde brackisch und gelangte sogar
unter Süßwassereinfluß.
Die Sedimente, welche während der Zeit dieser Hebung
entstanden sind, wurden von einigen Forschern schon zum
Tertiär gerechnet, von anderen jedoch noch zur Kreide ge-
stellt. Beide Gesichtspunkte spiegeln nicht nur das damalige
geologische Geschehen wider, sondern helfen uns auch bei
der Bestimmung der stratigraphischen Zugehörigkeit dieser
Ablagerungen.
Als erster untersuchte diese Schichten zwischen den Jahren
1850 und 1869 G. STACHE. Er zählte sie zur sogenannten Li-
burnischen Stufe oder zum Protozän. Hierher stellte er alle
Schichten zwischen den Hippuritenkalken der oberen Kreide
und den eozänen Nummuliten- bzw. den Alveolinenkalken.
Seine neue Stufe gliederte er in drei Unterstufen: Die unteren
Foraminiferenkalke, die Kozina-Schichten und die oberen
Foraminiferenkalke. Während die tertiären Kozina-Schich-
ten und die oberen Foraminiferenkalke in den gesamten Äu-
ßeren Dinariden von Istrien bis zum Küstengebiet der Crna
Gora verbreitet sind, sind die unteren Foraminiferenkalke auf
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Vremski Britof
Abb. 1. Der Bereich der Vreme-Schichten in den NW-Dinariden.
den nordwestlichen Abschnitt begrenzt, und zwar auf das
Gebiet des Triestiner Karst. Sie boten auch stratigraphisch die
meisten Probleme.
Im Jahre 1963 bezeichnete R. Pavrovec den unteren Teil
der Liburnischen Formation als Vreme-Schichten nach der
Ortschaft Vremski Britof südöstlich von Divata, wo sich die
klassischen Fundorte befinden, an denen auch Steinkohlen-
flöze auftreten. Die Kohle, die ın den Vreme-Schichten auch
anderwärts auf dem Triestiner Karst vorkommt (z. B. bei Ba-
zovica, Lipica, Kozina, Rodik), wurde bei Vremski Britof
über ein Jahrhundert lang ausgebeutet.
Die Schichten der Liburnischen Formation in den Nord-
west-Dinariden wurden von zahlreichen Geologen durch-
forscht, darunter von M. MUNIER-CHALMAS, T. LiPpArını,
M. SaropEk, C. D’AmBrosı, B. Marrınıs, M. HamRLA,
R. Pavrovec, M. Prenıcar, G. BiGnoT und anderen. Für die
biostratigraphische Datierung der Vreme-Schichten sind be-
sonders die marınen Kalke mit Foraminiferen und Muscheln
von Bedeutung. Unter den Foraminiferen ist die Art Rhapy-
dionina liburnica besonders wichtig. Die Muscheln gehören
nach M. Munıer-CHALmas (1882) zu den Rudisten aus den
Gattungen Sphaerulites und Aprıicardia. Nach M. HamRLA
(1959) befinden sich die Rudisten dieser Schichten in primärer
Lage. M. Pıenıcar (1961) und G. Bıcnor (1972) erwähnen
die Gattung Gyropleura, die auch zu den Rudisten gehört.
Deshalb haben die erwähnten Forscher die Vreme-Schichten
in die Kreide eingestuft.
Forschungen der letzten Jahre haben das kretazische Alter
dieser Schichten bestätigt. Interessant aber ist noch die Frage
nach den paläoökologischen Verhältnissen, in denen die Ru-
disten und die übrige Fauna und Flora, die wir in den Vreme-
Schichten vorfinden, gelebt haben. G. Bıcnor (1972, 232)
vertritt die Meinung, daß in den Vreme-Schichten drei oder
noch mehr Horizonte mit Schalen von Muscheln der Gattung
Gyropleura (oder Apricardia) auftreten. Charophyten und
einige Foraminiferen (Discorbidae und andere) weisen auf ei-
nen verminderten Salzgehalt hin. Rhapydionina liburnica
lebte wahrscheinlich in der neritischen Zone nahe der Küste in
warmem Wasser mit normalem oder etwas geringerem Salz-
gehalt. Aus alledem schließt G. BıcnoT, daß wir es bei den
Vreme-Schichten vermutlich mit einer Thanatozönose zu tun
haben, in welcher lagunäre und marine Organismen mitein-
ander vermischt sind.
Wenn wir diese Angaben mit anderen vergleichen, ergibt
sich folgendes Bild. M. Hamaouı & E. FourcaADe (1973, 386)
halten die Gattung Murciella (= Raadshoovenia cuvillieri
nach G. Bıcnort, 1972, 216; siehe K. Drosne, 1981, 91) für
eine Foraminifere aus dem wellengeschützten Teil der Kar-
bonat-Plattform. Sie lebte in ruhigem und sehr seichtem Was-
ser nahe der Küste, wo auch Oogonien von Charophyten und
Discorbidae aufscheinen. Rhapydionina tritt nach Angaben
der erwähnten Autoren ($. 384) in Biomikriten oder Intra-
biomikriten auf, die in geringerer Tiefe und in Wasser mit hö-
herer Energie sowie höherem Salzgehalt entstanden sind.
Auch verwandte Formen (Raadshoovenia guatemalensıs,
J. Fıeurv, 1977, 81-82) stammen aus seichtem und warmem
Wasser, in dem Biomikrite mit Bruchstücken von Rudisten
197
Abb. 2.
Das Modell des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten
1: Rudistenkalk. 2: Bioherm mit Hippuriten. 3: Vorriff-Bildungen. 4: Breccie an der Basis der pelagischen
Sedimente. 5: Pelagische Sedimente. 6: Vreme-Schichten. 7: „Patch-reef‘“ mit Biradioliten. 8: Die Küste.
und anderen Muscheln entstanden sind (subtidal), oder sie
kommen in Biomikriten beziehungsweise Biospariten vor,
die auf sehr häufige Hebungen hinweisen (intertidal oder so-
gar supertidal). Derselbe Autor (J. Frrury, 1970, 35; 1979,
24) gibt an, daß die Schichten mit Rhapydionina in ‚‚poorly
washed biosparite“‘, in seichten Meeresgründen mit zeitweili-
ger Emersion abgelagert worden sind. Auch die Milioliden,
besonders die Gattungen Quinqueloculina, Triloculina und
Spiroloculina, die auch in den Vreme-Schichten häufig auftre-
ten, sprechen für seichtes Wasser (M. Karver, 1970, 341).
Die Schichten mit Rhapydionina lburnica, Dicyclina
schlumbergeri, Accordiella conica, Nummoloculina, Mont-
charmontia appenninica weisen eine feinkörnige sparitische
Grundmasse auf (K. Drogne, 1981, 88). Aus alledem folgt,
daß sich die Vreme-Schichten in einem sehr seichten und
warmen Meer entwickelt haben, wahrscheinlich sogar hinter
einem Rudistengürtel. Zweifellos ist in ihnen wenigstens
teilweise eine Vermengung der Fauna und Flora erfolgt (Tha-
natozönose).
In den letzten Jahren fanden wir in den Vreme-Schichten
einige interessante Profile, die wir mit dem klassischen Profil
bei Vremski Britof und Profilen zwischen Senozele und Di-
Abb. 3.
vaca verglichen. Im Profil aus dem Tal der Rasa tritt im oberen
Teil der Vreme-Schichten ein rund 50 cm mächtiger Kalkho-
rizont auf, in dem neben Muscheln der Gattung Gyropleura
auch zahlreiche Vertreter der Gattung Biradiolites vorkom-
men. Unter anderem tritt wahrscheinlich die Art Biradiolites
fissicostatus auf, die für das Maastrichtien der Crna Gora cha-
rakteristisch ist. Unter diesem Horizont liegen eine Schicht
mit Rhapydionina liburnica und mehrere Horizonte mit Mu-
schelschalen der Gattung Gyropleura. Aus alledem schließen
wir, daß die Rudisten des Maastrichts noch zur Zeit des Ent-
stehens der Vreme-Schichten gelebt haben.
Bei der Untersuchung des Profils im Rasatal und anderer
Profile der Vreme-Schichten gelangten wir zur Überzeugung,
daß die Schalen von Gyropleura von Strömungen in wellen-
geschützte Areale eingeschwemmt wurden, wo sie sich an der
Bildung von Thanatozönosen beteiligten. Für einen derarti-
gen Transport spricht die linsenförmige Einlagerung der
Schichten mit Gyropleura. Auch der gemeinsame Fundort
der Biradioliten und Gyropleuren im Profil aus dem Rasatal
weist vermutlich auf eine Thanatozönose hin. Die Biradioli-
ten bauen nämlich Biostrome bzw. Bioherme auf, während
die Gyropleuren höchstwahrscheinlich mehr im Boden-
Das Profil des Sedimentationsraumes der Vreme-Schichten. x
198
schlamm eingegraben waren. Durch Strömungen wurden
beide Muschelarten vermischt, doch lebten die Biradioliten
wohl in der Nähe der Gyropleuren, weil ihre Schalen noch
gut erhalten sind. Vielleicht haben die Biradioliten eine flache
Barriere aufgebaut, hinter der die Lagune lag, in welcher sich
die Vreme-Schichten entwickelten. Der Horizont mit Bira-
dioliten und Gyropleuren liegt stratigraphisch sehr hoch im
Maastrichtien. Unter diesem Horizont gibt es noch mehrere
marine Kalke mit Gyropleuren und Foraminiferen der Gat-
tung Rhapydionina in einer Mächtigkeit von rund 150 m,
doch befinden sich in ihnen keine Biradioliten. Der jüngere
Teil der Vreme-Schichten enthält auch eine synsedimentäre
Breccie. Sie weist auf tektonısche Unruhen hin, welche die
Unterbrechung der Sedimentation zwischen den Vreme- und
Kozina-Schichten und auch häufige synsedimentäre Breccien
in den Kozina-Schichten zur Folge hatten. Im Hinblick dar-
auf, daß Rudisten häufig im Horizont mit Gyropleuren auf-
treten, schließen wir auf das Vorhandensein von Biolithiten
mit Biradioliten (‚patch reef‘“) im Bereich der Lagune. Die
Rudisten wurden nach ıhrem Absterben in die Vreme-Schich-
ten eingebettet.
Auch die Gyropleuren und Foraminiferen (zahlreiche Mi-
lioliden und Rhapydionina liburnica) wurden postmortal
verfrachtet. In den Vreme-Schichten treffen wir einge-
schwemmte Gyropleuren und auch Foraminiferen an, worauf
ins einzelne gehende Beobachtungen in der Umgebung von
Divata hinweisen. In einigen Teilen der Vreme-Schichten
(z. B. ın den Schichten 21 und 22 des Profils L bei Vremski
Britof; M. Hörtzı & R. Pavıovsc, 1979, 1981, ferner auch
bei Vrapce) sind die Rhapydioninen außerordentlich zahl-
reich und gut erhalten. Einzig und allein in diesen Schichten
befinden sich die Foraminiferen wahrscheinlich noch in pri-
märer Lage.
An wenigen Stellen der Westdinariden wurde festgestellt,
daß die Vreme-Schichten den Rudistenkalken (Biolithiten)
aufliegen. Meistens ist der Kontakt nicht sichtbar. In einigen
Teilen der Rudistenkalke, in denen die genannten Muscheln
fehlen, treten ähnliche Mikrofossilien wie in den Vreme-
Schichten auf (M. Pıenicar & R. Pavıovsc, 1981). Solche
Mikrofossilien kommen seltener zusammen mit Rudisten
vor. Deshalb schließen wir die Möglichkeit nicht aus, daß sich
mindestens stellenweise die Rudisten- und Vreme-Fazies
gleichzeitig entwickelt haben.
SCHLUSSWORTL
Die Vreme-Schichten entstanden im jüngsten Abschnitt
des Maastrichtien in seichtem und warmem Wasser, in dem
Strömungen und Wellengang vorherrschten. A. PoLsar’s
Modell (1981, 448) der Kreidebiolithite für die Inneren Dina-
rıden können wir auch auf die Entstehung der Vreme-Schich-
ten und der Rudistenbiolithite anwenden. In den küstenna-
hen Lagunen entstanden die Vreme-Schichten unter erhebli-
chem Einfluß des Festlandes (Kohle). Stellenweise gediehen
in diesem Bereich Bioherme mit Biradioliten (‚‚patch reef“).
Zum offenen Meer hin lag eine Barriere-artiger Rudistengür-
tel. In von der Küste entfernteren Teilen entstanden hingegen
pelagische Sedimente (Podsabotiner Schichten, teilweise auch
Flysch und flyschähnliche Schichten).
Die Gyropleuren und Rhapydioninen befinden sich nur
selten in primärer Lage. Besonders die Horizonte mit Gyro-
pleuren und Biradioliten bzw. Gyropleuren und Rhapydio-
ninen können als Thanatozönosen gedeutet werden.
Nach der Ablagerung der Vreme-Schichten kam es zu einer
Schichtunterbrechung. Auf sie folgten die marinen, bracki-
schen oder sogar limnischen Sedimente der Kozina-Schich-
ten.
SCHRIFTTUM
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Zitteliana
BEE 201-206 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
201
Flachwasserkarbonate der Unterkreide im dinarischen
Karstgebiet entlang der jugoslawischen Adriaküste
JOSIP TISLJAR, IVO VELIC & BRANKO SOKAC*)
Mit 3 Abbildungen
KURZEASSUNG
Die Flachwasserkarbonate der Unterkreide im Adria-Kü-
stengebiet zeigen sehr große Ähnlichkeit in der Litho- und
Biofazies und damit in der Beurteilung des Ablagerungsmi-
lieu. Die Karbonate wurden im inneren Bereich einer weit-
ausgedehnten Plattform gebildet.
Folgende Lithofaziestypen und die entsprechenden Abla-
gerungsmilieu wurden ausgeschieden:
Lithofazie A: (oberhalb des Hochwasserniveaus mit
zeitweiligen Auftauchphasen;
Lithofazies B: Im Gezeitenbereich bis oberes Subtidal;
Lithofazies C: Lagunen und “back-reef”-Bereich;
Lithofazies D: bewegtes Flachwasser und riffumge-
bende Bereiche;
Lithofazies E: spätdiagenetische Dolomite.
Lithofaziestyp C: ist vorherrschend; Typ B ist häufig, je-
doch Typ A undB sind seltener. Dolomite (Lithofaziestyp E)
wird stellenweise sehr mächtig.
Die Untersuchungen haben gezeigt, daß auf der Plattform
zur Kreidezeit die Faziesbereiche nicht gleichzeitg abgelagert
wurden, also zu stratigraphischen Zwecken nicht geeignet
sind. Gleiche Faziestypen erscheinen an unterschiedlichen
Lokalitäten zu unterschiedlichen Zeiten; es kommt dabei zu
periodischen Wiederholungen von Faziestypen. Unter-
schiedliche Mächtigkeiten der Faziestypen wurden weitge-
hend gesteuert durch Häufigkeiten von Auftauch-Erschei-
nungen und schwankende Sedimentationsraten im Gezeiten-
bereich. Diese Bedingungen können auf eine sehr schwache
Neigung des inneren Teils der Plattform zurückgeführt wer-
den, die ungleichmäßig absinkt; ebenso können Oscilationen
des Meeresspiegels solche Differenzierungen bewirken.
ABSTRAEIT
Detailed local studies and regional correlation of the Lower
Cretaceous shallow water carbonates in the Adriatic coastal
region show a high similarity in lithofacial, biofacial and
paleoenvironmental characteristics. The carbonates were ge-
neral formed in the inner part of a large carbonate platform.
The following lithofacies and corresponding depositional en-
vironments were separated:
Lithofazies A: supratidal with temporary emersions;
Lithofacies B: intertidal to shallow subtidal;
Lithofacies C: lagoons, back-reefs and resticted sho-
als;
Lithofacies D: shoals with agitated water and patch-
reefs;
Lithofacies E: late-diagenetic dolomites.
*) J. TISLJAR, Fakultät für Bergbau, Geologie und Erdölwesen der
Universität Zagreb, Pierottijeva 6, Postfach 186, YU-41000 Za-
greb; I. VELIC, B. SOKAC, Institut für Geologie der Universität
Zagreb, Sachsova 2, YU-41000 Zagreb.
Lithofacies C is predominant, B is frequent, but A and D
are rare. Late-diagenetic dolomites (Lithofacies E) sometimes
could be frequent and locally very thick.
Lithological, structural, textural, diagenetic and genetic
properties, depositional environments and different thickness
of the same lithofacies suggest the following conclusions: in
various places of the Lower Cretaceous carbonate platform
certain depositional environments did not occur at the same
time, or, ifthey occured, they did not last for the same period
of time. Nevertheless, same environments existed in various
places, at various times, and at the same place particular envi-
ronments were periodicaly repeated within various time ın-
tervals.
Such circumstances caused lateral and vertical lithofacial
changes, various depositional thicknesses and rhythmical and
cyclic sedimentation. The various lithofacial thicknesses were
mostly affected by emersions, their frequency and duration,
and the relatively low rate of sedimentation in the intertidal
202
zone. These conditions of sedimentation could be attributed
to the very gentle inclination of the inner part of platform,
nonuniform sinking and to different sedimentation-rate.
Even small differences in the balace of these factors, as well as
the oscilations of the sea level, could cause the changes in the
depositional environments at comparatively small distances
within the supratidal — intertidal — subtidal — lagonal-back
reef- reef zones.
EINLEITUNG
Die Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet von der Halb-
insel Istrien bis Dubrovnik wurde über mehrere Jahre lithofa-
ziell, sedimentologisch, biostratigraphisch und paläontolo-
gisch intensiv untersucht. Dieses Hochkarstgebiet der Adria-
küste einschließlich der Inseln ist etwa 550 km lang und zwi-
schen 60 bis 140 km breit (Abb. 1). An der Oberfläche domi-
nieren Kreidesedimente. Seltener sind jurassische und sehr
selten triassische Ablagerungen aufgeschlossen.
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In dieser Arbeit werden nur die Ergebnisse der lithofaziel-
len und sedimentologischen Untersuchungen der Unterkrei-
dekarbonate zusammengefaßt. Es hat sich gezeigt, daß bio-
stratigraphisch innerhalb des Unterkreidegebietes eindeutig
zwischen 7 und 9 litho- und biostratigraphischen Einheiten
unterschieden werden können. Diese entsprechen chrono-
stratigraphisch: Berrias, Valendis, Hauterive, Barreme, Un-
ter- und Oberapt, Unter- und Oberalb und Vrakon (siehe VE-
LIC, TISLJAR & SokAc, 1979).
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Abb. 1. Geologische Skizze der Unterkreide im Dinarischen Karstgebiet mit im Text erwähnten Fundor-
ten.
LITHOFAZIELLE UND SEDIMENTOLOGISCHE EIGENSCHAFTEN
Die Unterkreidesedimente im Dinarischen Karst sind ein
Teil der kontinuierlichen Ablagerung der mesozoischen Kar-
bonatgesteine (mit stellenweisen Emersionen) von der
Ober-Trias bis zum Ende der Kreidezeit. Ihre Mächtigkeit
variiert zwischen 750 und 1150 m. Im allgemeinen sind es
Flachwasserkarbonate, die sich auf einer großen Karbonat-
Plattform abgelagert haben.
Innerhalb dieses großen Flachmeer-Ablagerungsgebietes
sind einzelne genau definierbare Ablagerungsmilieus, bzw.
Lithofaziestypen zu unterscheiden:
— Lithofazies A: oberhalb des Hochwasserniveaus mit
zeitweiligen Emersionen (‚‚supratidal with temporary
emersions“);
Lithofazies B: Gezeitenbereich und Watten (‚‚intertidal
und shallow subtidal“);
— Lithofazies C: Lagunen und ‚‚back reef“-Bereich;
— Lithofazies D: bewegte Flachsee und ‚„‚perireefal sho-
als“-Bereich;
— Lithofazies E spätdiagenetische Dolomite.
Die Mächtigkeit und Häufigkeit der einzelnen Lithofa-
zies-Typen und ihre vertikale und horizontale Verbreitung
sind in der Unterkreide nicht überall gleich (Abb. 2).
Am häufigsten kommt die Lithofazies C vor. Ziemlich häu-
fig, aber in geringerer Mächtigkeit erscheint die Lithofazies B.
Lithofazies A und D kommen seltener vor, ihre Mächtigkei-
ten und laterale Verbreitung sind geringer. Lithofazies E istan
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Abb. 2.
Vertikale und horizontale Verbreitung der Lithofaziestypen in der Unterkreide im Dinarischen
Karstgebiet: A = „‚supratidal“ mit zeitweiligen Emersionen; B = Gezeitenbereich und Watten; C = Lag-
unen und „‚back reef“-Bereich; D = bewegte Flachsee und „‚perireefal shoals“; E = spätdiagenetische Do-
lomite.
vielen Lokalitäten vertreten, sehr häufig im Berriasien, Alb
und Vrakon.
1. Lithofazies C, (Lagunen und „back reef‘“-Bereich)
finden wir im gesamten Dinarischen Karst in allen tektoni-
schen Einheiten (Abb. 2). Sie ist besonders für das Valendis,
Hauterive, Unterapt und Unteralb charakteristisch. Im all-
gemeinen wechselt sie häufig mit Kalken der Lithofazies B,
selten mit A oder mit Dolomiten der Lithofazies E ab. In der
Regel haben die Kalke der Lithofazies C die größte Mächtig-
keit und laterale Verbreitung. Sie sind überwiegend aus Mi-
kriten, Biomikriten und Onkoidkalken, seltener aus onkoid-
reichen Intraspariten zusammengestzt. Alle diese Kalke sind
durch Akkumulation von Kalkschlamm und Kalkdetritus im
flachen und ruhigen Wasser mit niedrigem Energie-Index und
erhöhter Salinität entstanden. Auf die erhöhte Salinität der
Lagunen und der ruhigen Flachseen (,‚back reef‘“) weist das
Gefüge der Onkoide und die Flora und Fauna hin. Es finden
sich Elemente sogenannter „‚restricted marine environ-
ments“: Grünalgen (vor allem Dasycladaceen, seltener Co-
diaceen), Blaugrünalgen in Onkoid-Formen, Schnecken,
Ostracoden, benthonischen Foraminiferen mit internsiver
Mikritisierung (Milioliden, Verneuiliniden, Orbitoliniden);
in den älteren Schichten auch Favreinen.
In der Lithofazies © findet sich häufig eine rhythmische
Wechselablagerung von Mikriten/Biomikriten und Onkoid-
kalken, die infolge der schwankenden Karbonatablagerungs-
rate entstanden ist (TiSLJAR, im Druck). In der Zeit geringerer
Schlammablagerung wurden günstige Bedingungen für eine
üppige Entwicklung der Blaugrünalgen und für die Entste-
hung von Onkoiden geschaffen. Es überwiegen ‚‚algal
ball“-Onkoide, die durch das Haften des Schlammes auf dem
Schleim und den Fasern der Blaugrünalgen entstanden sind.
Sie wuchsen in Form von kleinen Büschen. Sehr häufiggibt es
Onkoidkalke, die aus großen Onkoiden, s. g. „Makroiden“,
geformt wurden. Ihr Entstehen erklärt sich durch Algen, wel-
che Bacinella- und Schneckenreste inkrustieren (TiSLJar,
1979). Selten kommen Onkoide mit mehr oder weniger glatt
umlaufendem Schalenbau (,,SS-C“-Onkoide) vor.
Die Morphologie und der Aufbau der Onkoide ist ein cha-
rakteristischer Indikator für eingeschränktes Milieu im La-
gunen- und ‚„‚back reef“-Bereich mit schwacher Intensität der
Kalkschlammablagerung. Denn bei verstärkter Schlamm-
ablagerung ist die Entwicklung von Blaugrünalgen und von
Onkoiden infolge der Zuschüttung nicht mehr möglich.
Der Lithofazies C gehören noch zwei, für die äußeren Di-
nariden typische bio- und lithofazielle Einheiten an, die man
204
als beständige Horizonte entlang des ganzen Dinarischen
Karst verfolgen kann: die ‚Unteren Orbitolinenkalke“, (Be-
ginn des Unterapts) und die „Oberen Orbitolinenkalke“,
(Unteralb):
„Die Unteren Orbitolinenkalke‘‘ (VEeriC & Sokac, 1978)
bestehen aus dickgebankten Mikriten und Biomikriten sowie
Onkoidkalken. Sie enthalten Orbitolinen (Praeorbitonina
cormyı SCHROEDER, P. wienandsi SCHROEDER, Orbitolina
(Mesorbitolina) lotzeı SCHROEDER), Bacinellen, Schnecken,
Milioliden und Makroide.
Die ‚„‚Oberen Orbitolinenkalke‘“ sind überwiegend aus
Biomikriten, Biospariten und Onkoidkalken mit Mesorbito-
linen (Orbitolina (Mesorbitolina) texana texana ROEMER, O.
(M.) texana parva Doucıass, O. (M.) texana minuta Dou-
GLass) und Cuneolinen (Cuneolina pavonia D’ORB.) zusam-
mengesetzt.
2. Lithofazies B, (Gesteine des Gezeitenbereichs und
der Watten-,,intertidal to shallow subtidal“) kommen sehr
häufig vor, wir finden sie aber nicht immer an allen Lokalitä-
ten und in allen biostratigraphischen Einheiten (Abb. 2). Ihre
Mächtigkeit und Häufigkeit variiert sehr von Lokalität zu
Lokalität und von Einheit zu Einheit. Im allgemeinen wech-
selt sie am meisten mit den Kalken der Lithofazies C und A
ab.
Lithofazies B ist aus einer Wechsellagerung von Mikri-
ten/Biomikriten mit Fenstergefüge (‚‚birds eyes“), Peloid-
kalken und LLH-Stromatolithen zusammengesetzt.
Der Zyklus Mikrit — Intrasparit/Biosparit — Peloidkalk —
LLH-Stromatolith ist typisch für die Lithofazies B. Die Zy-
klen sind als ‚‚peritidal“-Fluktuationen interpretierbar. Wel-
lige stromatolithische Strukturen, Bioturbationen, Trocken-
risse und Fenstergefüge charakterisieren diese Lagen. Die
Lamination ist die Folge einer Wechsellagerung mikritischer,
pelmikritischer und pelsparitischer Lagen mit den stromatoli-
thischen Bildungen. Als Folge einer Menge parallel orientier-
ter Fenster (‚‚laminoidal fenestrae‘“ GrOVER & Rean 1978)
zeigen auch die Mikrite häufig laminierte Textur. Neben den
langgestreckten Fenstern finden sich oft unregelmäßige kon-
turierte Lösungshohlräume (‚solution vugs and molds of
shells“), die mit einem Calcitzement-Mosaik ausgefüllt sind.
Die langgestreckten Fenster entstanden hauptsächlich durch
Fäulnisprozesse der Blaugrünalgen. Die Skelett-Lösungs-
hohlräume entstanden durch die Auflösungsprozesse der ara-
gonitischen Skelette, vor allem von Grünalgen und Schnek-
ken. Für die Hohlraumbildung war das wiederholte Durch-
feuchten und Austrocknen der Ablagerungen im Gezeitenbe-
reich durch Niederschläge ausschlaggebend. Dabei wurden
gelegentlich die Schalen vollständig herausgelöst. Die Lö-
sungshohlräume wurden manchmal durch Korosion in unre-
gelmäßige Korosionshöhlen umgeformt, so daß die Kontu-
ren, bzw. Skelettabdrücke nicht mehr erkennbar sind.
Die Stromatolithen enthalten außer den ‚‚cryptalgal“-La-
gen auch Kotpillen, Grünalgen, Ostrakoden, Schnecken, In-
traklasten und benthonische, stark mikritisierte, Foraminife-
ren. Diese Komponenten sind im Intertidal zusammen mit
dem Karbonatschlamm durch Gezeitenströmungen während
der Flut über die Algenmatten geschüttet worden. Die Pelo-
idkalke sind durch einen höheren Gehalt an Kotpillen und
einheitliche Korngrößen, Komponentensorten und -Gefüge
gekennzeichnet. In den älteren Ablagerungen (Neokom)
kommen häufig Peloidkalke vor, die aus Favreina (Crustace-
en-Kotpillen) bestehen.
Die Intrasparite und Biosparite sind reich an Calcitzement.
An den Kornrändern hat sich ein faseriger, Palisaden-Zement
(Zement A - „‚fibrous rim cement“) und in den übrigen Poren
ein isometrischer Mosaik-Zement (Zement B) abgelagert.
Die Gesteine zeigen strukturelle und diagenetische Eigen-
schaften von ‚‚beach rock“-Sedimente.
3. Lithofazies A, (Bereich über dem oberen Gezeitenni-
veau mit zeitweiligen Emersionen ‚‚supratidal with tempo-
rary emersions“). Sie tritt gewöhnlich nicht in mächtigen
Schichten auf. Jedoch hat sie in den einzelnen chronostrati-
graphischen Einheiten große Bedeutung. Besonders häufig ist
das Auftauchen mit Unterbrechungen im Ablagerungsprozeß
im Unter- und Oberapt (Abb. 2). In Istrien, z. B., ist die
Mächtigkeit der Abfolge, (besonders im Unteralb) wegen
derartiger Ablagerungsbedingungen deutlich reduziert
(Abb. 2). Lithofazies A ist charakterisiert durch intraforma-
tionelle Breccien, Weichkonglomerate (‚‚supratidal soft
pebble conglomerates‘‘), frühdiagenetische Dolomite, Fen-
sterkalke mit vadosen Bildungen und subaerischen Verwitte-
rungserscheinungen.
Die intraformationellen Breccien sind durch variierende
Schichtdicke, relativ geringe laterale Verbreitung, geringe
oder keine Rundung und Sortierung der Klasten gekenn-
zeichnet. Komponententransport hat nicht stattgefunden.
Die Bruchstücke passen stellenweise noch zusammen, die Zu-
sammensetzung ist petrographisch einheitlich. Die Fazies der
Fragmente entspricht denjenigen Kalken, die unmittelbar un-
terhalb der Breccien liegen. Die Klasten sind schwach mitein-
ander verbunden, entweder mit Kalkmikrit oder es handelt
sich um eine feinkörnige Matrix aus Calcite, Illit, Montmoril-
lionit und Chlorit. Diese Gesteine sind durch subaerische und
subaquatischen Brekzierung und Erosion früh erhärteter und
halbverfestigter Karbonate entstanden. Nach kurzfristigem
Auftauchen wurden die Sedimente wieder überflutet. Im all-
gemeinen wechseln die Breccien mit den Kalksteinen der Li-
thofazies B, selten auch mit C ab. In Istrien betragen im
Oberapt und Unteralb die intraformationelle Breccien-Lagen
stellenweise 0,40 bis 1,3 m (Abb. 2).
Frühdiagenetische Dolomite (‚‚supratidal early-diagenetic
dolomites‘“) sind im Berrias in Istrien und im Vrakon in der
Umgebung von Dubrovnik zu beobachten (Abb. 2). Sie zei-
gen die folgenden, für den Auftauchbereich charakteristi-
schen Merkmale: Lamination, Trockenrisse, ‚„‚mud pebble
conglomerate“, ‚‚loadcast‘“-artige Texturen, LLH-Stromato-
lithen und im allgemeinen sehr kleine Dolomitkristalle. Das
Ende der Ablagerung einzelner Lagen ist manchmal durch
Austrocknung (‚‚desiccation breccia“) und sogar durch Ero-
sion (‚‚erosion surface“) gekennzeichnet. Schwachwellige
stromatolithische Strukturen, welche auf Blaugrünalgen-
Matten (Schizotrix-Typ) zurückgehen, wurden nur während
schwerer Stürme abgelagert. Die Masse des Sedimentmate-
rıals wurde an anderer Stelle, entweder unterhalb des Gezei-
tenbereiches oder im Gezeitenbereich gebildet. Durch
Stürme wurde es in den Supratidalbereich gebracht. Eine Ab-
lagerung oberhalb des Gezeitenbereiches wird auch durch das
Vorkommen von Fenstern (,,‚birds eyes‘), die Zusammenset-
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LLH-Stromatolithe 23 I T HE
Mikrite und Pillenkalke r I
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Mikrite und 2-3 I i DE H I l
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4= „subtidal to lagoonal“- Phase
2=.shallow subtidal to intertidal”- Phase
= „intertidal to supratidal "- Phase
Abb. 3. „Peritidal‘“- Ablagerungsphasen im Tithon und Berrias in
der Umgebung von Dubrovnik.
zung der Dolomite und die Dolomitkristallgröße angezeigt,
welche im allgemeinen unter 10 Micron liegt. Dies weist auf
eine frühdiagenetische Dolomitisation hin. Eine solche Do-
lomitisierung kommt heute vorwiegend oberhalb des Gezei-
tenbereichs vor (FUCHTBAUER, 1974). Der relativ hohe Cal-
ciumüberschuß der Dolomite (Ca-0,52-0,56; Mg-0,44-0,48)
schließt ein evaporitisches Milieu aus.
Wenn man zusätzlich eine Abnahme des Calciumüber-
schusses während der Diagenese in Rechnung stellt, können
die vorliegenden Dolomite nur mit denjenigen des relativ
feuchten Klimas von Florida und der Bahamas verglichen
werden, nicht aber mit dem trockeneren Milieu von Bonaire
oder des Persischen Golfes (FUCHTBAUER & TisLJar, 1975).
Kalke mit ‚„‚vadosen“ Bildungen kommen in Tithon und
Berrias der Umgebung von Dubrovnik vor (Abb. 3). Es han-
delt sich um Mikrite, Biomikrite, Peloidkalke und LLH-
Stromatolithen, welche zahlreiche Fenster, Lösungs- und
Korrosionshohlräume, Schalenlösungshohlräume, Geope-
talgefüge, Trockenrisse, Vadoide, vadosen Silt, dünne Kalk-
krusten und unregelmäßig geformte Linsen von „‚desicca-
tion“-Brekzien enthalten (Abb. 3).
205
Die Lösungs- und Korrosionshohlräume sind mit vadosem
Silt, mit kalzitischen Mosaikzement und in den Bögen mit ei-
nem mikrostalaktitischen Gravitations-Zement ausgefüllt.
Über den Kalken mit ‚‚vadosem“ Silt und die Lösungs- bzw.
Korrosionshohlräume folgen gewöhnlich Sedimente mit Va-
doiden (vadose Pisoide) und Kalkkrusten (‚‚calcrete“). Die
Poren zwischen den Vadoiden sind mit vadosem Silt, mit Mi-
kritmatrix und mit mikrokristallinem Calcitzement subaeri-
scher Entstehung ausgefüllt. Die Struktur- und Textureigen-
schaften weisen eindeutig auf die vadose Zone und auf sub-
aerische Verwitterung hin. Hier wurden die noch weichen
oder früh erhärteten, vermutlich primär aragonitischen Kar-
bonatsedimente im Laufe der Frühdiagenese unter dem Ein-
fluß des Niederschlagwassers und der subaerischen Verwitte-
rung geprägt (TisLJAar, 1980).
4. Lithofazies D, (bewegte Flachsee und ‚‚perireefal
shoals““, mit normaler Salinität). Sie ist über die gesamte
Mächtigkeit der Unterkreide mit sehr geringem Anteil vertre-
ten. Etwas häufiger findet man sie im Alb von Istrien, ım
Ober-Barreme von Dubrovnik, seltener im Apt des Bioko-
vo-Gebirges, ferner im Unterapt und im Unteralb des Dina-
ra-Gebirges sowie im Unterapt des Kapela-Gebirges
(Abb. 2). Die Lithofazies D setzt sich aus Intraspariten, Bio-
spariten, Biosparruditen und Rudisten-Schillkalken mit
Echinodermen- und Muschelfragmenten zusammen. Große
Mengen der Rudisten, Muscheln und Echinodermen, sowie
das zeitweilige Auftreten kleiner Rudistenbiostrome und
grobem Korallenschutt, deuten auf einen Einfluß der beweg-
ten Flachsee mit kleinen Riffen (‚patch reefs“) hin. Hier
konnten dank guter Durchlüftung und normaler Salinität
diese Organismen leben. Ihr Schutt wurde zeitweise in den
Lagunen, den ‚‚perireefal shoals“ und im Flachwasser des in-
neren Teils der Karbonatplattform abgelagert.
5. Lithofazies E kommt in dicken Linsen und unregel-
mäßigen Körpern von makrokristallinen bis mikrokristalli-
nen, spätdiagenetischen Dolomiten vor; diese Lithofazies ist
besonders im Tithon, Berrias, im Alb und Vrakon verbreitet.
Die Grenzen zwischen den spätdiagenetischen Dolomiten
und den übrigen Kalken sind unregelmäßig und graduell. La-
teral und vertikal gehen sie stellenweise über Dolomitkalke
und dolomitreiche Kalke in reine Kalke über. Die großen Do-
lomitkörper enthalten gewöhnlich mehrere strukturell und
faziell unterschiedliche Kalkschichten, dies ist für eine spät-
diagenetische Dolomitisierung charakteristisch. Der relativ
hohe Claciumüberschuß der Dolomite läßt auf eine spätdia-
genetische Genese schließen. Der Dolomit besteht aus
Ca-0,55-0,58; Mg-0,42-0,45; CO;, das heißt, es sind ‚‚Pro-
todolomite“. Er ist aus makrokristallinen hypidiomorphen
Dolomitrhomben mit vielen bräunlichen Einschlüssen (unter
1 bis3 Micron, möglicherweise aus organischem Material) zu-
sammengesetzt. Die Kristallgröße dieser Dolomite gleicht
derjenigen von Dolomitrhomben in lagunären und intertida-
len Kalke der Lithofazies C und B, welche mehr oder weniger
spätdiagenetisch dolomitisiert wurden. Die spätdiageneti-
schen Dolomite der Lithofazies E entstanden durch eine spät-
diagenetische Dolomitisierung der Kalke der Lithofazies B
und C.
DISKUSSION UND ZUSAMMENFASSUNG
Die Untersuchungsergebnisse der Lithofazies und des Ab-
lagerungsmilieus der Karbonate in der Unterkreide im dinari-
schen Karst zeigen in diesem weiten Gebiet große Ähnlich-
keit. Es sind marine Flachwasserkarbonate, die sich auf einer
ausgedehnten Karbonat-Plattform abgelagert haben. Auch
wenn wir in der gesamten Ausdehnung dieser Plattform, der
Unterkreide die gleichen Lithofazies-Typen und gleiches Ab-
lagerungsmilieu finden, ist jedoch ihre Mächtigkeit, die verti-
kale und horizontale Verbreitung an vielen Stellen und ın den
chronostratigraphischen Einheiten nicht immer gleich.
Die Analyse der vertikalen und horizontalen Verbreitung
der einzelnen Lithofaziestypen, ihre unterschiedliche Mäch-
tigkeit und die Wechsellagerung läßt uns auf folgende Tatsa-
chen schließen:
— die Karbonat-Plattform hatte eine sanfte Neigung und
eine ungleichmäßige Absenkung im ganzen Gebiet;
— obwohl sie relatıv flach ist, hatte sie stellenweise eine
ziemlich augeprägte Morphologie;
— die Meeresspiegelschwankungen waren zeitlich und
räumlich sehr verschieden;
— die Absenkungsrate und damit die Sedimentationsrate
war in verschiedenen Teilen der Plattform ungleich.
Schon sehr geringe Veränderungen der Anhäufungsrate des
Karbonates und der Absenkungsgeschwindigkeit der Platt-
form sowie Meeresspiegelschwankungen, können bei einer
sanften Neigung des Beckenbodens rasche Veränderungen in
der Wassertiefe und -energie verursachen. Veränderungen der
Sedimentationsgeschwindigkeit und/oder der Senkungsrate
der Plattform können das Auftreten und Verschwinden ein-
zelner Ablagerungsbereiche zwischen Flachmeer- ‚back
reef‘“-Lagune - Gezeitenbereich und Watten - supratidal Be-
reich — vadoser Zone und dem Auftauchbereich bewirken.
Für die Mächtigkeit der einzelnen Lithofaziestypen und
damit der gesamten Unterkreide hatte die Sedimentakkumu-
lationsrate, die durch die Häufigkeit und das Fortbestehen
der einzelnen Ablagerungsbereiche bedingt war, großen Ein-
fluß.
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207-244
207
München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
Plattentektonik, Fazies- und Subsidenzgeschichte des basko-
kantabrischen Kontinentalrandes
während Kreide und Alttertiär'
Von
JOST WIEDMANN, JOACHIM REITNER, THEODOR ENGESER & WOLFGANG SCHWENTKE*)
Mit 18 Abbildungen und 1 Tabelle
KURZFASSUNG
Im Gegensatz zur Entwicklung des Nordatlantik folgt im
Biskaya-Raum auf ein frühes Rift-Stadium in Permotrias und
Lias (Redbeds und alkaliner Magmatismus, Evaporit- und
?Schwarzschiefer-Phase) zunächst ein Ruhestadium, das
durch geringmächtige epikontinentale Jura-Entwicklung
charakterisiert ist. Dafür vollziehen sich die folgenden Etap-
pen der Graben- und Ozeanbildung beschleunigt ab oberstem
Jura: 1. Delta-Phase (,‚Wealden“) an der Jura/Kreide-Gren-
ze, Karbonatplattform-Phase (Urgon) in Apt und Unteralb,
2. Delta-Phase (Supra-Urgon) mit starker Faziesdiversität
(Deltas, Inselplattformen, Turbidite, alkaliner Magmatis-
mus) des Mittel- und Oberalb, Maximaltransgression oder
Nivellierungsstadium mit pelagischer Fazies in Cenoman und
Turon, 1. Regressions- und Kompressionsphase des Co-
niac-Campan mit ersten Regressionen, einem Maximum der
Faziesdiversität, aber auch silikoklastischer Turbidit-Sedi-
mentation in den Flyschtrögen und schließlich einer 2. Re-
gressions- und Kompressionsphase (Maastricht-Eozän) mit
ähnlichen Tendenzen, aber schließlich terminaler Heraushe-
bung und Faltung an der Eozän/Oligozän-Grenze. Beide Re-
gressionsphasen stehen in unmittelbarem Zusammenhangmit
Subduktion und schließlich Kollision am S’ Biskaya-Rand
und in den Pyrenäen. Das Maximum oberkretazischen alkalı-
nen Magmatismus fällt mit der Transgressionsphase zusam-
men. Dieser phasenhafte Ablauf wird begleitet, kontrolliert
oder überlagert von Spreading-Vorgängen in der Biskaya
(Alb-Campan), einem globalen eustatischen Meeresspiegel-
anstieg (Cenoman/Turon) und Distensions- und schließlich
Kompressionsphasen mit jeweils stark ausgeprägtem Salzdia-
pirismus. Dieser Diapirismus kann die Subsidenztendenzen
in Einzeltrögen abwandeln.
Die vorliegende Untersuchung möchte an Hand eines de-
tailliert untersuchten Kontinentalrandes die Regelhaftigkeit
von Subsidenzprozessen darstellen, aber auch gleichzeitig die
Interaktionen regionaler Prozesse herausarbeiten, wobei
auch der Zeitfaktor eine interessante Rolle spielt, um so nicht
zuletzt auch generelle Krustenprozesse besser erfassen zu
können, die sicher die beobachtete Regelhaftigkeit bedingen.
Auf die besonders interessierende Frage der faunistisch/flori-
stischen Respons auf diese Prozesse wird, soweit möglich,
eine Antwort versucht.
Als Voraussetzung für diese Untersuchungen ist eine Dis-
kussion der bisherigen plattentektonischen Modelle für die
Biskaya-Öffnung erforderlich, denen ein abgewandeltes
neues Modell gegenübergestellt wird.
INBS:IR AIG]
In the Basco-Cantabrian region an early rifting stage in the
Permo-Triassic and Liassic (with phases of red-bed sedimen-
tation and alkaline magmatism, evaporites and black sha-
les[?]) is followed by a non-tectonic phase during Jurassic
time, which is characterized by an epicontinental develop-
') Publ. Nr. 122 des Projektbereichs ‚‚Fossil-Vergesellschaftungen“
im Sonderforschungsbereich 53 (,,‚Palökologie‘‘).
*) Geologisch-Paläontologisches Institut der Universität, Sigwart-
straße 10, D-7400 Tübingen 1.
ment with reduced thicknesses. This stands in contrast to the
development of the central North Atlantic, where rifting
continues.
In the uppermost Jurassic of the Basco-Cantabrian region,
subsidence is renewed by increasing distensive tectonics
forming graben/horst structures and tilted blocks of the fu-
ture margin. Now the following stages of facies development
and subsidence are to be recognized: A first deltaic phase
(„Wealden‘‘) of Late Jurassic-Early Cretaceous age; an uni-
form carbonate-platform phase (‚‚Urgonian“) during Ap-
208
tian-Lower Albian; a second deltaic phase (‚‚supra-Urgo-
nıan“) with pronounced facıes differenciation (deltas, island
platforms, turbidites, alcaline magmatism) of Middle-Upper
Albian time; a phase of maximum transgression connected
with uniform pelagic facies in the Cenomanian and Turonian
(and the maximum of magmatism); a first regressive and com-
pressive tectonic phase during Coniacian-Campanian time
and with a maximum of facies diversity (prograding deltas, si-
licoclastic turbidites) and diapirism; and, finally, a second re-
gressive phase with compressive tectonics (Maastrichtian-Eo-
cene) leading to the final uplift at the Eocene/Oligocene
boundary. Both regressive phases are closely related to sub-
duction and collision along the southern Biscay shelf and in
the Pyrenees. This multi-phased process is accompanied,
controlled or superposed by spreading in the Biscay Ocean
(Albian-Campanian), by global eustatic sea level increase
(Cenomanian-Turonian) and pronounced salt diapirism. In
some basins diapırısm clearly modifies the general course of
subsidence.
The present paper tries to demonstrate the patterness of
subsidence processes, based on the well studied southern Bis-
cay margin. Furthermore, the interactions of regional local
noise are to be stressed, the important factor of time is espe-
cially considered, in order to obtain a better understanding of
general crustal processes leading to the observed patterness.
Questions concerning faunal and floral response to these pro-
cesses are discussed as far as possible. Moreover, these inve-
stigations are based on a modified new plate tectonic model
for the Biscay Ocean, the Pyrenees and the Iberian Plate.
DANK
Die Autoren danken der Deutschen Forschungsgemeinschaft für
eine großzügige Unterstützung dieser Untersuchungen im Rahmen
des Sonderforschungsbereichs 53 „‚Palökologie‘“. Sie danken Prof.
W. Frisch für wertvolle Diskussionen und Dipl.-Geol. H. D. Berg-
ner für zeichnerische Hilfe.
INHALT
Ir Einleitungiund!Problerastellins erfor ee 208
2; Geodynamik der Iberischen Platte während Kreide und Alttertiär..........22220eseeseeeennenn 212
2.1 Bisherige:Ärbeiten . ...44 u... 00200 a0 san ee ie mean nen realen ee ZZ
2.2 Rekonstruktion der Paläolageder IberischenPlatte......--..........--uenseneanennanesnannn 213
23% ProblemederSubduktiont ee. ee ee en ee een es ee 215
35» Sedimentations-und|Subsidenzphasen ee eksass sr essen a Aue de sie ae ieekelelele na seen 216
3.1 Megasequenz 1, unterer leil=.1.. Delta Phase/,,Wealden’” ... uses nsaemene seen nase de sur 216
3.2 Megasequenz 1, oberer Teil = Urgon-Karbonatplattform-Phase ........2..22e22sesneeneeenenn 219
3.3: Megasequenz 2, unterer Teil=2,Delta-Phase ....... ausm sense una e mes um nee nn]
3.4 Megasequenzen 2 (oberer Teil)—4 = Maximaltransgression und Regressions/Kompressionsphasen .. 224
334,1 Becken von Vitoria... ...: 2.000 00101002 eralgekme are Berekeie een ne ee ee ee 224
3,4222 )Biskayassynklinoriume. ernennen er 226
3:43: Deya-Synkline:... se ea ee ee reareee Daseins its 228
AA Becken von Altnavarralaunzsufesueimaterg un ie erer anderer anna ahngenechenane re Hiarekelane, earataressinayel suneiererekafe 230
4. Diapirismus und Subsidenz des Basko-Kantabrikums .........2.2222esueneeueneeneneenennenn 233
Aal = Der.Cariero-KallgalsıD japır Ralf on. ce ee ee ee elenjeee este een 233
42, Entwieklunp-des'Estella Diapirss en ne Er 234
5; Vergleichende Subsidenzgeschichte «u... aruse sun oem alten. een near are ee ea 236
Literatur. sora oe seen aa kn ar ne en ne ee ee ee 242
. EINLEITUNG UND PROBEEMSTELLUNG
Die bisherigen Bemühungen um eine vergleichende Subsi-
denzgeschichte an passiven Kontinentalrändern (WIEDMANN
et al. 1978, 1982b, Jansa & WIEDMANN 1982; WIEDMANN
1982a, 1982b) bestätigen nicht nur das Vorliegen der beob-
achteten Phasenhaftigkeit dieses Prozesses, sondern gleich-
zeitig auch eine weitgehende Unabhängigkeit vom Zeitfaktor.
Während die ausgeschiedenen Sedimentations- und Subsi-
denzphasen des Rifting und Spreading im Nordatlantik, z. B.
am marokkanischen Kontinentalrand zumindest das gesamte
Mesozoikum in Anspruch nehmen, sind sie an den Rändern
des wesentlich jüngeren Südatlantik im wesentlichen auf die
Kreide beschränkt.
Im vorliegenden Beitrag konzentriert sich unser Interesse
auf den Biskaya-Südrand, also auf ein Randmeer des Nordat-
lantik, dessen Entwicklung in ihrem zeitlichen Ablauf deut-
lich von der des Nordatlantik unterschieden ist. Zwar setzt
auch hier das frühe Rifting mit den für dieses Stadium kenn-
zeichnenden Redbeds und alkalinem Vulkanismus zeitgleich
mit dem zentralen Graben in der Permotrias ein, es folgt auch
noch synchron das für die Entwicklung der Schelfe wichtige
Evaporit-Stadium des späten Rifting in Obertrias und Lias,
dann aber weicht die Entwicklung beider Gebiete deutlich
voneinander ab. Während im zentralen Nordatlantik Ober-
lias und Dogger gekennzeichnet sind durch ein 1. Delta-Sta-
dium, frühe Riff-Sedimentation und einsetzendes Spreading
und während die gleichfalls signifikante Karbonatplattform-
Phase die Entwicklung im Oberen Jura kennzeichnet, sta-
gniert statt dessen die Evolution der Biskaya während des ge-
Upper
Quaternary
Lower
Tertiary Cretaceous Cretaceous Jurassic
Ban
= IM BE
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SANTANDER
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|
Triassic Paleozoic
to
10 20 30Km
Abb. 1. Geologische Übersichtskarte des Basko-Kantabrikums und der N’ Keltiberischen Ketten (aus
WIEDMANN 1980).
samten Jura. Flachmarine, epikontinentale Sedimente cha-
rakterisieren Oberlias und Dogger in diesem Bereich, aus dem
sich das Meer im Oberen Jura weitgehend zurückzieht.
„Jungkimmerische“ Distensionstektonik, beginnende
Salzbewegung und verstärkter terrigener Input kennzeichnen
die Entwicklung der nordatlantischen Schelfe (Jansa &
WIEDMANN 1982) im Grenzbereich Jura/Kreide und führen
zur Beendigung einer 2. terminalen Riff-Phase, wie ausge-
dehnter Karbonat-Sedimentation überhaupt. Zu diesem
Zeitpunkt vollzieht sich in der Biskaya die Entwicklung eines
Aulakogens, zunächst mit verstärkter Subsidenz im nördli-
chen Parentis-Becken.
Währenddessen verursachen die gleichen Bewegungen
auch am Südrand ein Kippschollen-Mosaik, das sich in der
späteren Becken- und Schwellengliederung der Küstenketten
immer wieder durchpaust und das zunächst den Sockel für
eine mächtige kontinentale, limnische bis brackische terrigene
„„Wealden“-Sedimentation bildet.
An diese 1. Delta-Phase schließt sich bereits im Zeitraum
Apt/Unteralb die Karbonatplattform-Phase des Urgon an,
die sich nur lokal noch in höheres Alb fortsetzt: ‚‚Austrische””
Distensionstektonik im Grenzbereich Alb/Cenoman beendet
schließlich die terminale Riff-Phase auf Kippschollen-Hochs
(RErner 1982) und führt gleichzeitig zu einem ersten deutli-
chen Salinaraufstieg.
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B 3000m
Abb. 2.
Querprofile durch das westliche (A) und das östliche (B) basko-kantabrische Becken zur Zeit der
Kreide/Tertiär-Grenze. Profillage A, B, s. Abb. 1. Raster: Salz; Cr,: Unterkreide.
Die 2. Delta-Phase mit ihren mächtigen terrigenen Schüt-
tungen hat auf dem nunmehrigen Biskaya-Südschelf eın
Alb-Alter. Mit im Alb gleichfalls einsetzendem Spreading,
alkalinem Magmatismus und vor allem mit der nächstfolgen-
den Phase der Haupttransgression und Faziesnivellierung
bzw. -pelagisierung ist bereits im Cenoman der Anschluß an
die Entwicklung des zentralen Nordatlantik wiederherge-
stellt. Die nun folgenden Stadien, gekennzeichnet durch Re-
gressionen, verstärkten Diapirismus, einsetzende Kompres-
sionstektonik, Faziesdiversität bis hin zur endgültigen Her-
aushebung der Küstenketten durchlaufen beide Bereiche ge-
meinsam. Auch hier haben wieder überregionale tektonische
Events (‚‚subherzynische“ oder ‚‚gosavische‘, ‚‚laramische“
und schließlich ‚‚pyrenäische‘ Bewegungen) einen zumindest
korrelativen Charakter.
Doch nicht nur im geschilderten heterochronen Verlauf
seiner Subsidenzphasen unterscheidet sich der Biskaya-Trog
vom Nordatlantik. Ein gewichtiger weiterer Gegensatz be-
steht in der wenigstens vorübergehenden Entwicklung einer
Subduktionszone am Biskaya-Südrand im Grenzbereich
Kreide/Tertiär. Hiermit und mit seiner Fortsetzung in das
Pyrenäen-Orogen stellt der Biskaya-Südrand mit den Bas-
ko-kantabrischen Küstenketten einen Übergang vom passi-
ven zum aktiven Kontinentalrand dar. Diese Faktoren, aber
auch die Faziesvielfalt von Sedimenten des ehemaligen Konti-
nents bis zur Flysch-Sedimentation am Kontinentalrand, bei
guten Aufschlußverhältnissen und mit reicher Fossilführung
machen die Beschäftigung gerade mit dem basko-kantabri-
schen Küstenbecken besonders reizvoll.
Hinzu kommt, daß die stratigraphische Kontrolle der un-
tersuchten Schichtfolgen durch eine Vielzahl von Vorarbeiten
gewährleistet ist (WIEDMANN 1960, 1962a, 1962b, 1964,
1980a; RAMIREZ DEL Pozo 1971; WIEDMANN & KAUFFMAN
1978). So können wir uns in der vorliegenden Untersuchung
darauf beschränken, die sedimentären Großzyklen der bas-
ko-kantabrischen Kreide-Entwicklung herauszustellen und
BAY OF BISCAY
>7 24
>
RS CALDAS ANTICLINE 77,
Paleozoic
Anticlines
Synclines
Overthrusts
Faults „-”
iapirs IN
Diap Nr
211
Abb. 3. Diapirismus und großtektonischer Bau der Basko-kantabrischen Ketten (nach WIEDMANN
1980a, GARCIA MONDEJAR 1982).
Diapire von
1. Ramales-Laredo
2. Vıllasana de Mena
3. Salinas de Rosio
4. Poza de la Sal
5. Salinillas de Bureba
6. Orduna
7. Baquio-Munguia
8. Guernica
9. Murguia
10. Salinas de Anana
11. Penacerrada
12. Maestu
13. Estella
14. Alloz
15. Salinas de Oro
16. Ulzurrun
zu charakterisieren und schließlich mit den postulierten Sub-
sidenzphasen zu vergleichen.
Lage, geologischer Bau und tektonische Großgliederung
des basko-kantabrischen Untersuchungsgebiets sind in
Abb. 1 wiedergegeben. N-S-orientierte Querschnitte durch
den W- und E-Teil dieses Gebiets sind — für das Ende der
Kreide-aus Abb. 2 ablesbar. Im Gegensatz zu früheren Auf-
fassungen (z. B. Lotze 1955) werden Mächtigkeitsunter-
schiede und Salzdiapirismus hier mit der Kippschollen-Tek-
tonik des Untergrunds in Verbindung gebracht. Abb. 3 läßt
den bestehenden Zusammenhang zwischen Diapirismus und
17. Atondo
18. Echalecu
19. Olagüe
20. Mutiloa
21. Zarauz
22. Motrico
23. Santander
24. Comillas
25. San Vicente de Barquera
26. Trevino
27. Santa Cruz de Campezo
28. Reinosa
29. La Costana
30. La Poblaciön
31. Cilleruelo de Bezana
Hauptstörungssystemen bzw. den wesentlichen tektonischen
Achsen des Basko-Kantabrikums mühelos erkennen. In
Abb. 4 schließlich sind die im folgenden verwandten Lokal-
namen zusammengestellt.
Der Fragenkomplex der Subsidenzgeschichte am Bis-
kaya-Rand ist natürlich aufs engste verknüpft mit den Pro-
blemen der Geometrie des sich bildenden Biskaya-Ozeans
und der Geodynamik der Iberischen Platte. Da diese Pro-
bleme noch immer kontrovers diskutiert werden, ist es sinn-
voll, vorab die eigene Position zu präzisieren.
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Sta. Cruz deC
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Estella
Abb. 4. Orientierungsskizze der benutzten Lokalitätsnamen.
2.GEODYNAMIK DER IBERISCHEN PLATTE WÄHREND KREIDE
UND ALTTERTIÄR
2.1 BISHERIGE ARBEITEN
Grundsätzlich ergeben sich zwei Möglichkeiten, die Paläo-
lage der Iberischen Platte zu bestimmen und hieraus Anhalts-
punkte für die Bildungsgeschichte des Biskaya-Ozeans zu
gewinnen, nämlich über den ‚‚Continental Fit‘ oder über den
Fit der Magnetanomalien. Beide Wege wurden eingeschlagen
und führten zu unterschiedlichen Ergebnissen, die bis in die
Gegenwart kontrovers erörtert werden. CarEy (1958), LePı-
CHON et al. (1971), MONTADERT & Winnock (1971), CHouk-
ROUNE et al. (1973), WırLıams (1975), CHOUKROUNE (1976),
Rızs (1978) und FrıscH (1979) benutzten - als Exponenten des
Continental Fit — unterschiedliche Isobathen-Linien für ihre
Rekonstruktionen. Allerdings hält sich die Grenze kontinen-
taler Kruste fast nie an bestimmte Isobathen und variiert au-
ßerdem von Ozean zu Ozean. Auch lassen diese Modelle
keine Lösungen für die komplizierte Entstehungsgeschichte
der Pyrenäen erkennen, und schließlich haben Sedimenta-
tionsgeschichte und Tektonik bei der Mehrzahl dieser Rekon-
struktionen nicht ausreichend Berücksichtigung gefunden.
Auf eine ausführliche Diskussion dieser Vorstellungen wird
daher hier verzichtet.
Demgegenüber wurden neue Vorstellungen von Krısror-
FERSEN (1978) entwickelt und der Fit der Magnetanomalien
zur Rekonstruktion der Paläolage der Iberischen Platte be-
nutzt. Ein ähnliches Modell wurde 1979 von Sısuer & Ryan
vorgelegt. Während diese beiden Modelle im Detail noch
zahlreiche Unschärfen aufweisen -z. B. im Bereich der Pyre-
näen -, stellen die jüngeren Modelle von BoıLLor (1981) und
GrımAUD et al. (1982) eine wesentliche Weiterentwicklung
dar, an die hier unmittelbar angeknüpft werden kann. Da al-
lerdings die Position der Iberischen Platte zur Zeit der ‚,J-
Anomalie“ (Sısuer & Ryan 1979) bei BoıLLor unberücksich-
tigt blieb, wird auch auf diese älteren Auffassungen im fol-
genden einzugehen sein.
Schon hier ist allerdings anzumerken, daß ein wesentlicher
Unschärfefaktor beim Magnetanomalien-Fit in der Möglich-
keit liegt, in gewissen Grenzen Verschiebungen parallel zu
den Magnetanomalien vorzunehmen. Dies ist der Grund für
die Rekonstruktion verschiedener Paläolagen trotz Berück-
sichtigung gleicher Magnetanomalien.
4000m
u“ n
Anomalie—)J
a
Anomalie-33
b
Abb. 5. Drei signifikante Entwicklungsstadien des Biskaya-Oze-
ans.
2.2 REKONSTRUKTION DER PALÄOLAGE DER
IBERISCHEN PLATTE
SiBUET & Ryan (1979) haben als älteste „„Magnetanomalie“
entlang der W-Küste der Iberischen Platte und der E-Küste
Neufundlands die sogen. ‚‚J-Anomalie“ verwandt, für die ein
Oberapt-Alter angenommen wurde. In KrısrOFFERSEN (1978),
MONTADERT et al. (1979a, 1979b) und NayLor & SHANNON
(1982) ist diese jedoch - im E von Flemish Cap und Orphan
Knoll bzw. im W von Porcupine Ridge und Goban Spur - als
Ozean/Kontinent-Grenze interpretiert. Dieser Auffassung
wird hier gefolgt, da sie durch DSDP-Bohrungen und seismi-
sche Profile hinreichend belegt ist (Abb. 5a). Außerdem wird
die gleiche Interpretation auch auf die „„J-Anomalie‘“ vor
Spanien und Neufundland übertragen. Damit aber fällt der
Zeitpunkt der Trennung der Lithosphärenplatten in die lange
Normalperiode der ‚‚„Mid-Cretaceous Magnetic Quiet Zone‘
(A-34, Unterapt-Obersanton, korrigiertes Alter n. KRuMSIER
1982), so daß zur Ermittlung des Spreading-Beginns zwi-
schen Neufundland und Iberischer Halbinsel fazielle Krite-
m
Ws
Anomalie-17 =
(& m —
a) Vermutete „Prä-Drift‘“ Position, ‚‚Anomalie-J‘“ = Randanoma-
lie von kontinentaler zu ozeanischer Kruste
b) Paläoposition zur Zeit von A-33 mitersten Kompressionsereignis-
sen
c) Subduktion und Kollision zur Zeit von A-17
(Verändert nach BO1LLOT [1981] und GRIMAUD et al. [1982]).
NAP: Nord-Amerikanische Platte, EP: Europäische Platte, IP: Ibe-
rische Platte, PB: Parentis-Becken, LP: Landes-Plateau, CVM:
Cinco Villas-Massive (1: Rhune-Massiv, 2: Cinco Villas-Massiv, 3:
Aldudes-Massiv), GB: Galicia-Bank, BO: Biskaya-Ozean, NAO:
Nord-Atlantischer-Ozean, BG: Biskaya-Graben, BKB: Basko-kan-
tabrisches Becken, LDB: Le Danoıs-Bank, ABH: Azoren-Bis-
kaya-Hoch, PO: Pyrenäen-Ozean.
ozeanische Kruste
2 ergänzte ozeanische Kruste
3 „ausgezogener“ Schelf der Iberischen Platte
4 palaeogeographische Ergänzung
Parentis-Becken
Landes-Plateau
Basko-kantabrisches Becken
5 Subduktions- bzw. Kompressionszone
6 Magnetanomalien auf der Iberischen Platte
Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen Platte
8 Magnetanomalien auf der Nordamerikanischen und Europäischen
Platte
rien herangezogen werden müssen. Es kann damit gerechnet
werden, daß sich diese Trennung auch auf den Schelfen und
ihren Liefergebieten tektono-faziell bemerkbar machte. Ein
entsprechend deutlicher sedimentärer Umbruch ist auf den
Grand Banks vor Neufundland etwa im Mittelapt erkennbar
(NAyLor & SHANNoN 1982), womit sich also ein etwas jünge-
res Alter für den Spreading-Beginn ergeben würde. Für die-
sen Zeitpunkt (Abb. 5a) wird hier eine Paläolage der Iberi-
schen Platte mit der Galicia-Bank im SW von Flemish Cap
angenommen. Diese Lage weicht von der von SıguEr & Ryan
(1979) postulierten weiter N’ Paläolage der Iberischen Platte
ab, die den für die Pyrenäen erforderlichen Raum unberück-
sichtigt läßt. Dies ist von Bedeutung, da die Kruste in den Py-
renäen stark komprimiert ist.
Die Position der Europäischen Platte relativ zur Amerika-
nischen und Iberischen Platte wird durch die Charlie-
Gibbs-Fault im N und die Kontinent/Ozean-Grenze
(‚„Randanomalie“) vor der Goban Spur und Flemish Cap
festgelegt. Die entstehende Lücke zwischen Europäischer
Il
“4 ND or a oa N ©
Mantel
Nördlicher Kontinentalrand
Holozäan
Südlicher Kontinentalrand
Maastricht-
Obereozän
d .S Obersanton
PO -
Maastricht
N
Oligozan
= Moho
Pyrenäen
Holozan
Abb. 6. Kontinentalrandtypen, Krustenstruktur und Subduktion. Kontinentalrand-Typen des Bis-
kaya-Ozeans (a, b)
Krustenstruktur im zentralen Pyrenäenbereich (c)
Subduktions- und Kollisionsschema im Pyrenäenbereich (d)
(a. verändert nach MONTADERT et al. [1979a]
b. verändert nach BOILLOT et al. [1979]
c. verändert nach DAIGNIERES et al. [1981]).
NPS: Nord-Pyrenäen-Störung, NPÜ: Nord-Pyrenäen-Überschiebung, IP: Iberische Platte, EP: Europä-
ische Platte, PY: Pyrenäen. PO: Pyrenäen-Ozean.
1 kontinentale Kruste
2 ozeanische Kruste
3 Sedimente
4 Akkretionskeil
und Iberischer Platte kann im NW durch die Entzerrung des
heute stark komprimierten Schelfs geschlossen werden.
Für die endgültige Trennung der Lithosphärenplatten und
die Produktion ozeanischer Kruste in der Biskaya gibt es
ebenfalls keine direkten Hinweise durch Magnetanomalien.
Auch sie fällt in die Quiet Zone der Anomalie 34. Ein Um-
bruch der Sedimentation ist aber auch hier etwa im Mittelalb
erkennbar. Im Bereich der Kippschollen und Halbgräben der
Kontinentalränder kommt es zu einer raschen Zunahme der
Subsidenz (s. u., Abb. 17) und zu erstem Diapirismus. Her-
aushebung des Hinterlandes führt gleichzeitig zum Progra-
dieren mächtiger Delta-Systeme und damit ebenfalls zur Be-
endigung der Karbonatplattform-Entwicklung des Urgo-Apt
(s. str.). In den französischen West- und Zentralpyrenäen
wird „Wildflysch“ sedimentiert bei gleichzeitiger In- und
Extrusion alkaliner Magmen.
Aus diesen Beobachtungen wird hier der Spreading-Beginn
des E’ Biskaya-Ozeans in den Zeitraum Mittel/Oberalb ge-
legt. Eine ähnliche Datierung wurde bereits von Rızs (1978)
vorgenommen, während MoNTADERT et al. (1979a, 1979b) für
den W’ Teil des Biskaya-Ozeans zu einem Oberapt/Unter-
alb-Alter gelangten. Demgegenüber besteht größere Über-
einstimmung bei den bisherigen Versuchen, das Spreading-
Ende im Biskaya-Ozean zu datieren. So besteht Überein-
stimmung darüber, daß lediglich Anomalie-34 (reversed) in
die Biskaya hineinreicht. Für sie wird ein untercampanes Al-
ter angenommen (ALVvAREZ et al. 1978). Da allerdings zwi-
schen den beiden Anomalien noch ein Streifen ozeanischer
Kruste liegt, ist das Spreading-Ende mit post-A-34 (reversed)
und prä-A-33 (reversed) zu parallelisieren. Dies ergibt etwa
Unteres Obercampan. Dieses Alter stimmt wiederum mit den
Sedimentationsverhältnissen am Südschelf gut überein. Hier
herrschen seit dem Mittelcenoman pelagische Verhältnisse
vor, die sich ab Mittelcampan grundlegend ändern. Auf dem
Nordschelf setzt die Sedimentation nach längerer Unterbre-
chung wieder ein.
Lage der Iberischen Platte und Öffnung der Biskaya zum
Zeitpunkt der Anomalie-33 sind aus Abb. 5b ablesbar.
Mit zwei Kompressionsphasen schließt die Subsidenzge-
schichte am Biskaya-Südrand weitgehend ab. Im Ober-
campan einsetzende grobklastische Schüttungen auf dem
Südschelf können auf die erste kompressive Phase zurückge-
führt werden (BoıtLor et al. 1979, BoıLLoT 1981, GrIMAUD et
al. 1982). Sie findet eine mögliche Entsprechung in einer weit-
verbreiteten Diskordanz zwischen Santon und Campan und
teilweisem Fehlen des Untercampan in den Pyrenäen (Rıca-
TEAU & VırEmN 1973). Auch hier kommt es in der Folge zur
Sedimentation grobsandiger Turbidite, zur Brekzienbildung
und zu verstärktem Diapirismus. Als Ursache kann begin-
nende Subduktion am Biskaya-Südrand und in den Pyrenäen
angenommen werden.
Der Zeitpunkt der folgenden Kollision und des Endes der
Subduktion ist durch Magnetanomalien im Nordatlantik rela-
tiv exakt datierbar. Im Azoren-Biskaya-Rücken wurden alle
Anomalien bis zu A-18 von einer zweiten jüngeren kompres-
siven Tektonik erfaßt (Grımaup et al. 1982). Dies entspricht
215
etwa Mittlerem Eozän und ist mit einem erneuten sedimentä-
ren Umbruch in der Biskaya, den Pyrenäen und den jeweili-
gen Randgebieten parallelisierbar.
Abb. 5c gibt die Paläogeographie zur Zeit von A-17 in ent-
sprechend korrigierter Form wieder.
2.3 PROBLEME DER SUBDUKTION
Nach den von Boırıor et al. (1979) und Daicnierss et al.
(1981) publizierten seismischen Profilen muß in den Pyrenäen
und am Biskaya-Südrand ab Obercampan mit Subduktions-
erscheinungen gerechnet werden. Für die Biskaya kann ein
S-Einfallen der Subduktionsfläche ohne Schwierigkeit rekon-
struiert werden (BoıLıoT etal. 1979; hier Abb. 6b). Daß sich
die gleiche Einfallsrichtung der Subduktionsfläche in die Py-
renäen hinein fortsetzt (GrımauD et al. 1982), ist allerdings
nach den seismischen Profilen von Daicniergs et al. (1981)
unwahrscheinlich.
Die Krustendicke südlich der Nordpyrenäen-Störung
(= Iberische Platte) ist mit 40-50 km Dicke erheblich mäch-
tiger als die Kruste nördlich dieset Störung mit etwa
25-30 km Dicke (= Europäische Platte). Dieser Sprung in
der Moho (Abb. 6c, 6d) ist auf obduzierte kontinentale Kru-
ste bei einer Kontinent/Kontinent-Kollision zurückzufüh-
ren. Die zugrundeliegende Subduktionsfläche kann dabei nur
nach N eingefallen sein (vgl. Giese & REUTHER 1978: 584; hier
Abb. 6d). Diese unterschiedliche Einfallsrichtung erklärt nun
auch die riesigen Gleitdecken und den weiten Transport in
den Südpyrenäen gegenüber relativ geringen Überschie-
bungsweiten im Bereich der Nordpyrenäen. Aufgrund des
unterschiedlichen Einfallens der Subduktionsflächen in Bis-
kaya und Pyrenäen muß ein Sprung (‚,‚Flip“) der Einfallsrich-
tungen ım Bereich des Cinco-Villas-Massivs (Abb. 5c) ange-
nommen werden. Unterstützt wird diese Annahme durch an-
omale Krustengeschwindigkeiten (6,4-6,7 gegenüber
6,2-6,3), ein deutliches Schwere-Hoch (Daıcnieres et al.
1981) und einen Sprung in der Moho der Cinco-Villas-Mi-
kroplatte auf Werte von 25-30 km (gegenüber 40-50 km in
den zentralen Pyrenäen). In Aufschlüssen äußert sich das
Schwere-Hoch durch an Störungsflächen hochgepreßte Ul-
trabasite (Lherzolite und Harzburgite), die oberem Mantel-
material entsprechen.
Ein ungefährer Wert für die Breite subduzierter ozea-
nischer Kruste des Biskaya-Ozeans ergibt sich aus ihrer
Asymmetrie. So ist der südlich des Rückens gelegene Teil um
etwa 130 km kürzer als der nördliche Teil. Der anschließende
Schelf der Iberischen Platte ist durch Kompression um etwa
die Hälfte verkürzt, verglichen mit dem am Biskaya-Nord-
rand (Abb. 6a) noch erhaltenen, durch Kippschollen ausge-
dünnten Schelf. Daß diese Werte bei der Rekonstruktion der
Paläo-Lage der Iberischen Platte zur Zeit der maximalen
Ausdehnung des Biskaya-Ozeans zu berücksichtigen sind
(Abb. 5), wurde bei den bisherigen Biskaya-Modellen nicht
beachtet.
3. SEDIMENTATIONS- UND SUBSIDENZPHASEN
Die kretazische Subsidenzgeschichte des Biskaya-Süd-
schelfs spiegelt sich besonders deutlich in vier sedimentären
Megasequenzen wider. Diese bieten sich damit für die Be-
schreibung dieses Prozesses an. Aus der folgenden Zusam-
menstellung ergibt sich die stratigraphische Reichweite dieser
Sequenzen:
4. Megasequenz: Maastricht -— Eozän
3. Megasequenz: Coniac — Campan
2. Megasequenz: Mittelalb - Turon
1. Megasequenz: (Oxford-)Tithon — Unteralb.
Dabei wird deutlich, daß die Sequenzen eine recht unter-
schiedliche absolute Zeitdauer umfassen.
Bei der Beschreibung der Megasequenzen muß eine Be-
schränkung auf die Grundzüge der Lithologie und die signifi-
kanten Faunen- und Florenelemente erfolgen. Die Mächtig-
keitsangaben entsprechen Mittelwerten. Gleichzeitig wird
versucht, die mikrofaziellen Grundtypen zur Darstellung zu
bringen. Aus der Summe der vorliegenden faziellen und fau-
nistisch/floristischen Daten wird schließlich versucht, das je-
weilige Environment, insbesondere die Paläobathymetrie zu
rekonstruieren.
3.1 MEGASEQUENZ 1, UNTERER TEIL =
1. DELTA-PHASE/,,WEALDEN“
(Abb. 7)
Der untere Teil der Megasequenz 1, in dem es zur Bildung
einer Wealden-ähnlichen Sedimentation kommt, hat sowohl
große regionale Verbreitung als auch die längste stratigraphi-
sche Reichweite. Diese umfaßt nicht nur Teile des höheren
Jura, sondern fast die gesamte Unterkreide. Regional er-
streckt sie sich über den Gesamtraum der Basko-kantabri-
schen Ketten hinweg bis in die N’ Keltiberischen Ketten. Die
Sedimentfolge wird aus drei, im N der Provinz Burgos sogar
aus vier Einzelzyklen aufgebaut, die zunächst mit grobklasti-
schen, meist fluviatilen Schüttungen beginnen, welche “Fin-
ing upward” zeigen und schließlich in limnische, brackische
und teilweise sogar flachmarine Karbonate übergehen. Das
Auflager der Einzelzyklen ist stets diskordant, ihre überre-
gionale Korrelation nicht immer gewährleistet.
Einen wesentlichen Fortschritt in der Datierung und paläo-
geographischen Interpretation dieser „„Wealden‘“-Megase-
quenz brachte die Bearbeitung der Ostrakoden und Charo-
phyten durch Brenner (1976). Die in der vorliegenden Unter-
suchung herausgestellte „Wealden“-Entwicklung der südli-
chen Provinz Santander wurde in der Folge von Rat (1962),
Ramirez DEL Pozo (1969) und Brenner (1972) vor allem von
Pujarte (1981) eingehender untersucht. Im Bereich des varis-
zischen Las Caldas-Sattels oder Cabuerniga-Rückens
(Abb. 4) streichen hier ‚‚Wealden‘“-Sedimente flächenhaft
aus und erreichen Mächtigkeiten von etwa 2000 m. Sie lassen
sich nach Pujare in drei Einzelzyklen gliedern, die dem Zeit-
raum Tithon-Barreme entsprechen dürften. Diesem Komplex
ist jedoch weiter im S, im Raume Sedano-Aguilar de Campoo
(Prov. Burgos) ein weiterer „„Wealden“-Zyklus vorgeschal-
tet, der hier marinem Callov auflagert und Oxford-Kimme-
ridge-Alter besitzt (BRENNER & WIEDMANN 1975, Abb. 2).
Auch er beginnt mit groben Konglomeratschüttungen, die in
kreuzgeschichtete fluviatile Sande übergehen und schließlich
von limnischen Kalken und Mergeln mit Ostrakoden überla-
Kalk
Riffkalk
Riffschutt
Kalkarenite
Dolomit
Konglomerat
Sandstein
Ton
Mergel (mit Sideritknollen)
klastische Turbidite
Kalkturbidite
Vulkanite
< ii
Pillow-Laven
00
00
Salze
>
>
Requienide Rudisten
Caprinide Rudisten
Radioliten
Korallen
Ammoniten
Gastropoden
Schwämme
Echiniden
Inoceramen
Ostrakoden
Orbitolinen
Orbitoide Großforaminiferen
Miliolide Großforaminiferen
Miliolide Foraminiferen
Planktonische Foraminiferen
o3S9N)H2) aa» #69
Calcisphaeren
WEALDEN a.
EHERNG SR zu
Floatstone
Oberbarreme
c
[e)
=
ii.
F
gi
N
E
®
=’
Oo
®
177)
Q
0)
®
=
Ostracoda-Mudstone
Abb. 7. Repräsentatives „Wealden“-Profil aus dem Raum von Santander (Verändert nach PUJALTE
1981).
1: fluviatil 3: brackisch 5: flaches Subtidal
2: lakustrin 4: intertidal 6: tiefes Subtidal
218
gert werden. Diese basale ‚‚Aguilar de Campöo-Formation”
(BRENNER & WIEDMANN 1975) gelangte in einem frühen,
NW-SE-streichenden Grabensystem zur Ablagerung, das
gleichzeitig in Richtung der maximalen „Wealden“-Mäch-
tigkeiten in den Keltiberischen Ketten weist (nach TiscHER
1967 mehr als 6000 m).
Im Bereich der südlichen Provinz Santander (Abb. 7) be-
sitzt der 1. „‚Wealden“-Zyklus (‚‚Cabuerniga-Gruppe”, Pu-
JaLtE 1981) bereits Tithon-Valangin-Alter (vgl. auch REıtner
& Wıepmann 1982: 65). Er entspricht damit bereits dem
2. Zyklus des Raumes Sedano und läßt damit ein Progradie-
ren der Delta-Systeme nach N, also in Richtung auf die ent-
stehende Biskaya erkennen.
Ebenfalls auf marinem Callov beginnt die Sedimentation
der Cabuerniga-Gruppe zunächst mit einem alluvialen Zy-
klus, der aus groben Geröllen, kreuzgeschichteten Sandstei-
nen, Silten und Tonen aufgebaut ist. Die sedimentären Klein-
zyklen dieser „‚Saja-Formation” (PujaLte 1981) lassen “Fin-
ing upward”- und “Thinning upward”’-Sequenzen erkennen
und weisen - ebenso wie „‚low Sinuosity“-Schrägschichtun-
gen - auf das Rinnensystem eines Inselflusses hin. In Stillwas-
serbereichen finden sich gehäuft Süßwasser-Ostrakoden
(Darwinula) und Charophyten-Ooogonien. Als Alter dieser
Folge kann Tithon vermutet werden.
Die vorwiegend fluviatile Saja-Formation wird von einem
2. Zyklus (‚‚Cabuerniga-Formation“, PujJaLtE 1981) abge-
löst, der mit einem brackischen Ostrakoden-Mudstone ein-
setzt (Abb. 7.1). Diese Phase dürfte dem T'heriosynoecum fıt-
toni-Event (vgl. BRENNER & WIEDMANN 1975) entsprechen,
der eine Datierung als Berrias und Parallelisierungen bis in die
Keltiberischen Ketten hinein ermöglicht. Ihm folgen die
Kalkarenite der vollmarinen ‚‚Bryozoen-Schichten“, die ne-
ben Bryozoen-Rudstones (Abb. 7.2) vor allem auch Algen-
knollen-Kalke (Abb. 7.4) enthalten und damit neben stenoha-
linen Organismen auch brachyhaline Formengruppen enthal-
ten (u. a. Ostreen, Serpuliden, Iberinen). Diese marine In-
gression ist mit dem Schuleridea-Event im Raume Sedano
korrelierbar (BRENNER & WIEDMANN 1975, Abb. 2) und ın
mariner Entwicklung bis in die Keltiberischen Ketten hinein
nachweisbar (‚,Talveila Formation”, BRENNER & WIEDMANN
1975: 127). Dieser Event hat Valangin-Alter.
Im “Wealden” von Santander folgt hierauf ein 2. vollstän-
diger Zyklus (,‚Pas-Gruppe“ p. p., PuJaLte 1981), wiederum
zunächst mit einer fluviatilen Sequenz (,‚Barcena-Forma-
tion”). Hier dürfte allerdings ein Mäander-Flußsystem vor-
gelegen haben, dessen Rinnensystem “high Sinuosity”’ zeigt.
Es folgen wiederum limnische Serien mit reicher Gastropo-
denführung (,,Viviparus-Schichten”) und mit Ostrako-
den-Mudstones und Charophyten-Wackestones (Abb. 7.1u.
7.3). Der obere Teil dieser ‚‚Vega de Pas-Formation” (Pu-
JALTE 1981) wird schließlich vom “Wealden Rouge” (Rat
1963: 455) gebildet, einer Fan-Fazies, deren Rotfärbung auf
einen Übergang zu ariderem Klima hindeuten soll. Es domi-
nieren tonig-siltige Sedimente des Wattbereichs neben fluvia-
tilen Sanden und Sandsteinen mit “high Sinuosity”-Rinnen.
Dieser Zyklus dürfte etwa Hauterive-Alter entsprechen.
Die “Wealden”-Sedimentation wird abgeschlossen mit ei-
nem unvollständigen 3. Zyklus (‚‚Rio Yera-Formation”’, Pu-
JALTE 1981) mit fluviatilen Sanden und Sandsteinen, die wie-
der die typischen “low Sinuosity”’-Rinnensysteme eines In-
selflusses aufweisen. Diese Serie läßt keine Rotfärbung mehr
erkennen. Sie wird überlagert von intertidalen und rezifalen
Sedimenten der folgenden Urgon-Fazies und dürfte damit
etwa Barreme entsprechen.
Der hier behandelte tiefere Teil der Megasequenz 1, die
sich # kontinuierlich in die folgende Urgon-Fazies fortsetzt,
entspricht damit gleichzeitig der ‚‚1. Delta-Phase” der Subsi-
denzgeschichte (WıEDmann 1982a, 1982b). Das Fehlen einer
jurassischen Vorgeschichte und die progradierende Verlage-
rung der einzelnen Delta-Systeme und damit auch Mächtig-
keiten machen deutlich, daß für die Initialentwicklung des
Biskaya-Kontinentalrandes “sedimentary Onload” (Dietz
1952, Bott 1980) nicht verantwortlich gemacht werden kann.
Distensionstektonik und ein resultierendes Graben/Horst-
bzw. Kippschollenrelief (z. B. Cabuerniga-Hoch) waren
zweifellos vorgegeben und einzelne Horste auch bereits als
Sedimentlieferanten erkennbar. Die charakteristische Zu-
nahme terrigener Schüttungen wird durch resultierende Re-
liefversteilung ausreichend erklärt. Damit kann Mantel-Do-
ming im Sinne der ‚‚Thermal Hypothesis‘“ (Steer 1971) auch
für die Bildung des Biskaya-Grabens angenommen werden.
Inwieweit der mit dem Doming verbundene Streß von der konti-
nentalen Kruste aufgenommen wird oder es zu einem + weitgespann-
ten Plate-Tilting kommen kann, bedarf weiterer Überlegungen und
Untersuchungen. Immerhin ist bemerkenswert, daß der ersten zu
beobachtenden Aufwölbung und Grabenbildung im Südatlantik
während des höchsten Jura marine Transgressionen sowohl am ost-
afrikanischen Kontinentalrand als auch der Beginn des jungmesozoi-
schen marinen Zyklus der Anden entspricht (WIEDMANN 1980b,
1982c). Entsprechendes ist an der Iberischen Platte zu beobachten,
wo ebenfalls dem Riftstadium der Biskaya im N ein transgressives
Peak der Entwicklung am prä/subbetischen Südrand entspricht
(WIEDMANN 1965, ALLEMANN et al. 1975).
Eine Komplikation der Biskaya-Entwicklung stellt aller-
dings das Aulakogen-Stadium dar mit der Herausbildung des
Parentis-Beckens im NE (Wınnock 1971) und der Anlage ei-
nes weiteren Grabensystems im S des Landes-Hochs, dem
basko-kantabrischen Becken.
Bemerkenswert ist auch die überregionale Häufung disten-
siver Tektonik im Grenzbereich Jura/Kreide, die damit an
Srırres (1924) in anderem Sinne gebrauchte ‚„‚jungkimmeri-
sche Phase“ erinnert. Sie findet sich nicht nur in weiter Ver-
breitung an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa & WıED-
MANN 1982), sondern auch im zentralen Graben des Südatlan-
tik (Wıepmann 1980b), ebenso wie auch im Mediterran
(WIEDMANN et al. 1982c). Ihre Auswirkungen sind dabei recht
unterschiedlicher Art: beginnende Graben-Entwicklung in
Biskaya und Südatlantik, Beendigung der Karbonatplatt-
form-Entwicklung am marokkanischen Schelf (WIEDMAnN et
al. 1982c), beginnender Salzdiapirismus an den nordatlanti-
schen Kontinentalrändern, aber auch in NW-Deutschland,
Beendigung karbonatischer Beckensedimentation im Medi-
terran und eventuell auch flachmarine Transgressionen und
andesitischer Magmatismus in den Anden (WıEDMAann 1980b,
Branpr etal. in Druckvorber.). Im Bereich des zentralen Bis-
kaya-Rifts stellen sich mit dem Tithon bereits die ersten pela-
gischen Becken-Sedimente ein (Calpionellen-Fazies, DurAND
Deıca et al. 1973), am entstehenden Südschelf werden die
teilweise beträchtlichen Subsidenzraten von der terrigenen
Sedimentation + ausgeglichen. Diapirismus ist zu diesem
Zeitpunkt im basko-kantabrischen Raum noch nicht erkenn-
bar, an der Sedimentation im Schelfbereich daher auch nicht
beteiligt. Es kann jedoch vermutet werden, daß die Salzbewe-
gung mit den jungkimmerischen Bewegungen auch hier in
Gang gesetzt wurde.
Die Biota - insbesondere Mikrobiota — werden durch die
für den Übergangsbereich kontinental/marin charakteristi-
schen Organismengruppen ausgefüllt: Cyanophyceen, Cha-
rophyten, Ostrakoden, Serpuliden, Mollusken, Bryozoen.
Sie sind naturgemäß auf die Bereiche der Mud-, Silt- und Kar-
bonat-Sedimentation beschränkt, finden sich hier aber teil-
weise in überraschender Dichte, was die Bildung von Erdöl-
muttergesteinen begünstigt hat (z. B. Ölfeld von Ayoluengo
bei Sedano, Prov. Burgos). Einschneidende Zäsuren der or-
ganischen Entwicklung sind weder an den Grenzen der Ein-
zelzyklen, noch an der ‚‚Wealden‘“-Obergrenze erkennbar.
3.2 MEGASEQUENZ 1, OBERER TEIL =
URGON-KARBONATPLATTFORM-PHASE
(Abb. 8)
Im oberen Teil der Megasequenz 1 wird die bisherige
„Wealden“-Sedimentation von weitaushaltenden Karbonat-
plattformen abgelöst. Diese karbonat-dominierte Urgon-Fa-
zies ist jedoch auf den Nordteil der Basko-kantabrischen Ket-
ten beschränkt, während im S und in den nördlichen Keltibe-
rischen Ketten im entsprechenden Zeitraum (Apt-Unteralb)
nicht sedimentiert wurde bzw. lokal geringmächtige Weal-
den-ähnliche Sedimentation anhielt. Die Urgon-Phase gehört
zu den bestuntersuchten des Basko-Kantabrikums (Rar 1959,
RAMIREZ DEL Pozo 1971, PascaL 1976, 1982, GarcıaA MONDE-
JAR 1979, Rat & PascAr 1979). Sie ist wiederum in drei Ein-
zelzyklen gliederbar, die allerdings nicht überall vollständig
entwickelt sind.
Das 1. Urgonstadium entspricht etwa Unterem Apt (Be-
doul). Hier hält der feinklastische Sedimentationscharakter
als wichtiger ökologischer Faktor zunächst noch an. Dies hat
zur Folge, daß sich im Bereich der entstehenden Plattformen
zunächst nur Organismen ansıedeln können, die keine be-
sonderen Ansprüche an ihr Environment stellen. Es sind dies
in erster Linie dickschalige Rudisten (Monopleura, Toucasia:
Abb. 8.3), die Stillwasser-Bioherme bilden. Hervorragend
aufgeschlossen findet sich dieser Faziestyp in den. Steinbrü-
chen bei Ereno (Guernica, Prov. Biskaya). Daneben finden
sich insbesondere Großforaminiferen (Pal-, Praeorbitolina,
Iragıa: Abb. 8a), aber auch agglutinierende Kleinforaminife-
ren (Textulariiden, Ataxophragmiiden: Sabandia minuta, Li-
tuoliden: Psendocyclammina), Dasycladaceen (Salpingopo-
rella, Cylindroporella: Abb. 8.2) und Cyanophyceen mit ver-
kalkenden Zellfäden (Cayeuxia: vgl. Abb. 7.4). Hermatype
dendroide Korallen treten nur untergeordnet in Bankfazien
an den Plattformrändern auf, meist vergesellschaftet mit
Stromatoporen, krustosen Squamariaceen (Ethelia alba),
Austern u. a. Ein solcher Plattformrand ist besonders gut am
Westrand des Aitzgorri-Massivs entwickelt.
Ein weiteres Charakteristikum des 1. Urgonstadiums ist
seine Fazieskonstanz. Die unterschiedlichen Mikrofazies-
Typen (Abb. 8) finden sich in weiter Verbreitung, wobei
hoch-energetische Fazien (Grainstones, Rudstones) weitge-
hend fehlen und Mikritfazien zusammen mit Bafflestones
(Rudisten-Stillwasser-Bioherme) überwiegen. Neben den
219
dargestellten Faziestypen wären noch Milioliden-Wacke-
und Packstones und Dasycladaceen-Mudstones zu nennen.
Dieser Faziestyp hat seine größte regionale Verbreitung in
den NW’ Basko-kantabrischen Ketten (Garcia MONDEJAR
1979). Die meist weitaushaltenden und zum Teil restriktiven
Karbonatplattform-Lagunen gehen lateral in flachmarine
Beckenfazies über, die zum Teil euxinischen Charakter be-
sitzt. Hier handelt es sich um gebankte, stark tonige Mudsto-
nes mit gelegentlicher Ammonitenführung (,,Parahoplites-
Schichten“: Deshayesites) und Ostrakoden. Seine größte
Ausdehnung und Mächtigkeit besitzt dieses erste Urgonsta-
dium im Bereich der Biskaya-Synkline (Abb. 3), aus der Riff-
karbonate nur als Ausnahme bekannt sind. Diese Ausnahme
ist eine kleine Karbonatplattform bei Mutiloa im N des Aitz-
gorri-Massivs. Aus Reflexionsseismik und unveröff. Bohrda-
ten ergibt sich, daß es sich um eine Brachyantikline handelt,
die im Kern Keupersalz enthält. Diese kleine Plattform liefert
damit den frühesten Nachweis von Salzdiapırismus im bas-
ko-kantabrischen Raum.
Mit Ende des Unterapt kommt es zu verstärkter Dehnungs-
tektonik, die zum Zerbrechen der Unterapt-Plattformen
führt. Das Horst/Graben- und Kippschollen-Relief wird ver-
stärkt, und es kommt erneut zu grobklastischen, zum Teil
deltaischen Schüttungen (,‚Landa-Sandstein“) aus dem SW’
Meseta-Festland. Dies ist der Beginn des 2. Urgonstadiums,
das Mittlerem Apt (Gargas) entsprechen dürfte und das zu-
nächst zu einer Verschüttung küstennaher Plattformen führt,
aber auch zu Verkarstung, Dolomitisation und Sulfidverer-
zung (z. B. Reocin b. Santander) im Bereich der Kippschollen
und Horste. Auf exponierten Horsten und Kippschollen
kann es zur Bildung kleinerer Inselplattformen mit hermaty-
pen Korallen-Framestones (Abb. 8.4) und zentralen La-
gunen. Neben den bereits im Unterapt verbreiteten Vergesell-
schaftungen und Fazien ist vor allem die Riffkern-Fazies cha-
rakterisiert durch hermatype plattige Korallen: Microsolena
u.a., krustose Corallinaceen: Archaeolithothamnium, Calci-
spongien und Chaetetiden. Bei den Großforaminiferen ist das
Einsetzen von Mesorbitolina auffallend, bei den Rudisten das
caprinuloider Formen (Pobyconites). In den Zwischenriff-Be-
reichen bleibt die ‚‚Parahoplites“-Fazies erhalten, allerdings
nun mit ersten planktonischen Foraminiferen.
Die Plattformen des 2. Urgonstadiums sind vor allem im
NE der Basko-kantabrischen Ketten (Txindoki, Sierra de
Aralar, Aitzgorri p. p.) verbreitet.
Das nächstfolgende 3. Urgonstadium ist durch das Nach-
lassen der grobklastischen Sedimentation bei gleichzeitig an-
haltender tektonischer Aktivität gekennzeichnet. Dies führt
zu einem Wiedereinsetzen der Plattform-Fazien im Küsten-
bereich, während die Inselplattformen weiterhin persistieren.
Die Organismen-Vergesellschaftung des Mittelapt bleibt ım
wesentlichen erhalten. Allerdings entwickeln sich als neues
Florenelement in größerem Umfang artikulate Rotalgen: Pa-
raphyllum (,‚Vimport-Flora‘‘). Bei den Sandschalern kommt
es zur Entwicklung komplizierter Lituoliden (Pseudochoffa-
tella), bei den Orbitolinen überwiegen wieder einfachere
Formen Sımplorbitolina). Leitformen liefern außerdem die
jetzt häufigeren planktonischen Foraminiferen (Leupoldina,
Globigerinelloides), die mit den weiterhin seltenen Ammoni-
ten (Parahoplites) die in Becken persistierende Mergelfazies
charakterisieren. Aus ihnen ergibt sich für dieses 3. Urgon-
stadium ein Oberapt (Clansay)-Unteralb-Alter.
URGON RR
icrosolena-Framestone
Rt
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we)
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P2
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Toucosia-Bofflestone
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N
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Dasycladaceo-Wackestone
%
Barreme
Abb. 8. Synthetisches Profil der Urgon-Fazies des basko-kantabrischen Beckens
l: Kontinental/fluviatil 3: flaches Subtidal 5: Slope
2: Delta/intertidal 4: tiefes Subtidal 6: Becken
Das 3. Urgonstadium ist gleichfalls im Aralar-Massıv ver-
breitet, außerdem im Riffkalk von Iciar (Prov. Biskaya) und
im Kalk von Landa (Prov. Alava).
Aus diesem kurzen Abriß der Entwicklung des höheren
Teils der Megasequenz 1 wird die unterschiedliche Ge-
schichte der Urgon-Plattformen des Biskaya-Schelfs gegen-
über den oberjurassischen Karbonatplattformen an der Peri-
pherie des Nordatlantik (Jansa & Wıepmann 1982) deutlich.
Während sich hier über einen längeren und tektonisch inakti-
ven Zeitraum hinweg ausgedehnte Plattformen entwickeln
konnten, war die Entwicklung am Südrand der Biskaya ver-
gleichsweise kurzfristig und von anhaltenden distensiven Be-
wegungen und zunehmender Subsidenz begleitet. Diese Vor-
gänge konnten sogar zu einem intermittierenden Zerbrechen
der Urgon-Plattformen führen, so daß sich eine zusammen-
hängende Schelfplattform nicht zu entwickeln vermochte. Im
Gegenteil gelang es dem primären Graben/Horst- und Kipp-
schollen-Relief immer wieder, sich in Form von Inselplatt-
formen durchzupausen.
Im Gegensatz zum ‚‚Wealden‘ ist die Urgon-Sedimenta-
tion von einem Nachlassen terrigener Schüttungen bestimmt,
wobei die Sedimentation - im N der Basko-kantabrischen
Ketten - die weiterhin mäßige Subsidenz nicht mehr kompen-
siert. Die nun voll-marine Entwicklung führt zur Dominanz
stenohaliner Formen, insbesondere in den Riff- und Bek-
ken-Fazien. Demgegenüber zeigen die Mikrobiota der lagu-
nären Bereiche weiterhin starke Beziehungen zu den zuvor
behandelten „‚Wealden“-Biotopen. Selbst die Rupturen der
Plattform-Entwicklung führen nur zu einem vorübergehen-
den Aussetzen riffbildender Organismengruppen. Nahezu
alle Biotope setzen sich außerdem in den basalen Teil der fol-
genden Megasequenz 2 hinein fort.
Im Detail läßt sich eine interessante Evolution der faziellen
Entwicklung der Karbonatkomplexe erkennen. Im Unterapt
beginnt diese Entwicklung zunächst mit der Herausbildung
eines „‚unreifen“ Plattformtyps, charakterisiert durch das
Fehlen typischer Riffstrukturen mit hermatypen Gerüstbild-
nern. Aus ihnen gehen im Oberapt und Unteralb echte Riff-
komplexe hervor, die auf tektonisch exponierten küstenfer-
nen Stellen als Inselplattformen, in Küstennähe als Barriere-
Riffe entwickelt sein können. Eng verbunden mit dieser fa-
ziellen, aber auch Biotop-Entwicklung ist die Evolution der
Riffbildner bzw. anderer Flachwasser-Organismen. Insbe-
sondere die fazies-sensitiven Algen und benthonischen Fo-
raminiferen lassen deutliche Verschiebungen der Evolutions-
geschwindigkeit in den unterschiedlichen Karbonatkom-
plex-Typen erkennen. In den „‚unreifen‘“ Bedoule-Plattfor-
men zeigen insbesondere die Dasycladaceen und Großfora-
miniferen eine hohe Evolutionsgeschwindigkeit, während sie
später in den reifen Riff-Karbonatkomplexen des Oberapt
keine wesentliche Rolle mehr spielen. Hier setzen dagegen
mit erhöhter Diversität die Rotalgen ein und erreichen ihr er-
stes Maximum. Neben einer Vielzahl krustoser Formen tre-
ten erstmals in größerem Umfang artikulate Formen auf
(‚Flora Vimport”).
Schließlich verdient Beachtung, daß Karbonatplattformen
sich offenbar bevorzugt gegen Ende sedimentär-tektonischer
Großzyklen (Megasequenzen) entwickeln. Dies trifft hier
zunächst für das Ende der Megasequenz 1 zu, in geringerem
Umfang aber auch in der höheren Oberkreide des basko-kan-
tabrischen Kontinentalrandes, mit Ende der Megasequenz 2.
3.3 MEGASEQUENZ 2, UNTERER TEIL =
2. DELTA-PHASE
(Abb. 9)
Die Grenze Unteralb/Mittelalb fällt mit einem Maximum
distensiver Tektonik (‚‚austrische‘‘ Bewegungen) zusammen,
die zu einer verstärkten Ausdünnung kontinentaler Kruste an
den Kontinentalrändern des Biskaya-Grabens und - im Zen-
tralgraben — zu einer endgültigen Trennung der Lithosphä-
renplatten geführt haben dürfte. Die Entwicklung der bereits
bekannten Horst/Graben-Strukturen, Kippschollen und
Halbgräben setzt sich zunächst verstärkt fort. Die tektoni-
schen Bewegungen haben vielfach zu Diskordanzen geführt,
die gleichzeitig einen scharfen sedimentären Wechsel markie-
ren, den Übergang vom transgressiven höheren Teil der Me-
gasequenz 1 zur stark regressiven Basis der Megasequenz 2
(Abb. 9).
Die Sedimentation der Megasequenz 2 beginnt im Mittelalb
der zentralen Basko-kantabrischen Ketten mit grob- bis fein-
klastischen Deltaserien (‚‚Complexe greseux supra-urgoni-
en“ Rar 1959) als unmittelbarer Folge der ‚‚austrischen“ Re-
liefversteilung. Im äußersten S und den Keltiberischen Ketten
gelangen gleichzeitig mächtige fluviatile Serien (,‚Utrillas-
Schichten“) zur Ablagerung (Saerter 1960). Im Bereich der
Biskaya-Synkline gehen die Deltaserien allmählich in Prodel-
ta-Tone und vereinzelte Turbiditserien über. In der Deva-
Synkline im äußersten N der Basko-kantabrischen Ketten
werden gleichzeitig mächtige Turbidite (,„Flysch noir de
Deva“) sedimentiert, die jedoch Transportrichtungen aus
dem N erkennen lassen (?Landes-Block oder ein weiteres Ba-
sement-Hoch). VoorT (1964) hatte die Existenz eines Bis-
kaya-Massivs vermutet. In der Folgezeit haben sich vor allem
FeuiLLEE (1967, 1971), Acuıtar Tomas (1971) und REıTnEr
(1980, 1982) mit dem Supra-Urgon beschäftigt.
Auch im Unteralb paust sich die Kippschollen-Morpholo-
gie des Untergrundes in der allmählich manifest werdenden
NW-SE-streichenden Becken- und Schwellengliederung des
basko-kantabrischen Kontinentalrandes durch. Die Subsi-
denz der Becken ist zum Teil beträchtlich; sie kann in Mittel-
und Oberalb bis zu 4000 m erreichen (Abb. 17). Weitgehend
halten sich dabei Subsidenz und Sedimentation die Waage.
Auf den Schwellen erfolgt die Absenkung zunächst langsa-
mer, teilweise (SE’ Aitzgorri-Massiv) muß sogar mit einem
Auftauchen der Urgon-Plattformen und Verkarstung ge-
rechnet werden. An den Kippschollen-Rändern finden sich
zum Teil große Olistostrome von Urgonkalken verschiede-
nen Alters in klastischem Mittelalb (z. B. mehrere 100 m
große Blöcke am W-Rand des Aitzgorri-Hochs).
Karbonatfazien finden sich im Mittelalb nur vereinzelt, so
in den Randgebieten im E (Lacunza/Sierra de Aralar, RAMIREZ
pEL Pozo 1971) oder in Form geringmächtiger Biostrome im
W (Comillas, FEuıLLeE 1967, 1971).
Der generelle transgressive Trend zum Oberalb ist bereits
in den hangenden Partien des klastischen Supra-Urgon mit
der Bildung von Orbitolinen-Wackestones (Abb. 9.1) er-
kennbar. Insgesamt bleibt dieses 1. Stadium des Supra-Urgon
jedoch durch das Vorherrschen terrigenen Inputs und siliko-
klastischer Turbidite charakterisiert und entspricht damit der
2. Delta-Phase.
ALBENIZ-EGUINO JR82
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Megasequenz 2
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Mes orbitolina- Wackestone
Barreme Apt
Unteralb
Abb. 9. Profil des „Supra-Urgon“ der Albeniz-Eguino-Plattform im SE des Aitzgorri-Massivs (Prov.
Alava). Ziffern 1-6 s. Abb. 8.
Die einsetzende räumliche Differenzierung wird im fol-
genden 2. Stadium des Supra-Urgon deutlich verstärkt. Das
in Abb. 9 wiedergegebene Faziesdiagramm dieses Zeitraums
trifft strenggenommen nur für den Bereich der Albenız-Egui-
no-Plattform (REıTner 1980, 1982) zu. Sie liegt im SE des
Aitzgorri-Sattels (Abb. 4) und dürfte der größte Riffkomplex
des Oberalb sein (Mächtigkeit: 500 m, geschätzte Ausdeh-
nung: mehrere 100 km?). Zu ähnlichen, ausgedehnten flach-
marinen Karbonatfazien kam es während des Oberalb auf
Kippschollen bzw. Diapirdächern.
Die Organismenführung dieser Oberalb-Riffe und -Bio-
strome weicht von der des Urgon nur geringfügig ab: die Di-
versität der Rotalgen (Abb. 9.3) ist höher, die der Dasyclada-
ceen wesentlich geringer. Als wichtiges neues Faunenelement
treten in den Riffkern-Bereichen vermehrt Mg-Kalzit-Sklero-
spongier hinzu. In den Lagunen werden Capriniden (Caprina
choffati: Abb. 9.2) häufig. Auch hier hat sich infolgedessen
kein qualitativer Wandel vollzogen; die Faunen und Floren
der Urgon- und Supra-Urgon-Riffe sind kontinuierlich mit-
einander verbunden.
Um so schärfer ist der Wechsel, der sich im höheren Teil
des Albeniz-Eguino-Riffs durch Floatstone-Sedimentation
(Abb. 9.4) bemerkbar macht. Etwa an der Oberalb/Vra-
con-Grenze deutet sich überregional ein deutlicher sedimen-
tärer Umbruch an. Er ist charakterisiert durch eine konstant
zunehmende Subsidenz bei gleichzeitig verstärkt einsetzen-
der feinklastischer Sedimentation. Beides wirkt sich beson-
ders auf den Hochschollen aus, wo die Sedimentation von
Riffkarbonaten ein Ende findet. Die Sedimente der Inselplatt-
formen zeigen retrograde Zyklen. Die lokal bereits im Vracon
einsetzende Mergelsedimentation mit Cephalopoden und
planktonischen Foraminiferen zeigt offen-marine Verhält-
nisse an. Das beginnende Biskaya-Spreading (s. Abschnitt 2)
zeigt nun erste Auswirkungen auch auf die Schelfe.
‚„‚Sedimentary Onload‘“ beginnt jetzt insofern eine Rolle zu
spielen, als nun - in deutlichem Zusammenhang mit ‚‚austri-
scher“ tektonischer Aktivität - Absenkung und Sedimentauf-
last im Bereich der Schelfe zur verstärkten Mobilisierung der
Keupersalze im Untergrund führen. Im höheren Alb ist das
erste Maximum dieses einsetzenden Diapirismus erkennbar.
Auch auf den Diapirdächern können sich im: Vracon noch-
mals kleinere Riffplattformen bilden, die — bei einem Einbre-
chen des zentralen Diapirbereichs - die Struktur von Atollen
besitzen können. Die beim Aufbrechen der Diapire zu erwar-
tenden Ton- und Salzaustritte beeinflussen die Organis-
men-Diversität deutlich negativ. In den zentralen Lagunen
werden häufig bioklastenfreie Mudstones (Loferite) sedimen-
tiert; Rotfärbung der Sedimente ist verbreitet. Diese Diapir-
Riffe stellen als Reliktvorkommen der Urgon-Fazies und ih-
rer Organismen-Vergesellschaftungen letzte Vorkommen
dieser Art im Bereich der basko-kantabrischen Tröge dar. Sie
werden — oft von Hartgründen getrennt — ebenfalls von den
pelagischen Sedimenten des Unteren Cenoman überwältigt.
Sie dürften überwiegend ein Vracon-Alter haben. Ein gut un-
tersuchtes Beispiel stellt das Caniego-Riff am N-Rand des
Diapirs von Villasana de Mena dar (SCHRODER 1980, REITNER
1982; hier Abb. 14).
Im Gegensatz zur erhöhten Faziesdiversität im Oberalb ist
das Untercenoman von beginnender Faziesnivellierung ge-
kennzeichnet. Weite Teile des basko-kantabrischen Schelfs
1557
m
w
werden nun von monotoner Ton- und Mergelsedimentation
erfaßt, die insbesondere in den Becken große Mächtigkeiten
erreicht. Teilweise knollige Sideritlagen sind vielfach einge-
schaltet, untergeordnet auch karbonatische Turbidite. Ledig-
lich im Bereich der Deva-Synkline hat die Sedimentation sili-
koklastischer Turbidite durch das Alb hindurch angehalten.
Offen-marine Bedingungen werden in der von nun ab rei-
chen pelagischen Fauna deutlich; in den Mikrofaunen domi-
nieren planktonische Foraminiferen (Abb. 9.5), in den Ma-
krofaunen Cephalopoden und Inoceramen. Irreguläre Echi-
niden sind gleichfalls weit verbreitet (RAaase 1965, 1966). Da-
mit sind ideale Voraussetzungen für die biostratigraphische
Korrelation gegeben (WıEDmann & Kaurrman 1978).
Megasequenz 2 und insbesondere der hier behandelte tie-
fere Teil sind durch ihren deutlich transgressiven Charakter
gekennzeichnet, der der globalen Mittelkreide-Transgression
(vgl. SLirer 1976) entspricht. Im Mittelalb kann sich eine 2.
Delta-Phase entwickeln, in der die Absenkung noch durch die
Sedimentation ausgeglichen wird. Der starke terrigene Input
und die gleichzeitig zunehmende Subsidenz bedeuten das
Ende der urgonen Riff- und Karbonatsedimentation, die nur
noch lokal- auf Hochschollen bzw. Diapirdächern - günstige
Bedingungen fand, um noch bis zur Cenoman-Basis zu persi-
stieren. Im Oberalb, insbesondere ab Vracon (Abb. 9) setzt
dann eine kontinuierliche Eintiefung des basko-kantabri-
schen Schelfs ein, die bis ins Oberturon anhält und während
der die Sedimentation nicht mehr mit der Absenkung Schritt
hält (Abb. 17). Die pelagische karbonatdominierte Becken-
sedimentation des Mittelcenoman (,‚Flysch ä boules“ d.
franz. Autoren) stellt noch einmal einen letzten überregional
verbreiteten Marker-Horizont dar (Abb. 9.5) und wird hier
als Begrenzung zum folgenden höheren Abschnitt der Mega-
sequenz 2 verwandt. Von diesem Zeitraum ab verläuft die
Entwicklung der Einzelbecken so uneinheitlich, daß die Wei-
terentwicklung dieser Becken getrennt abgehandelt werden
muß.
Festzuhalten bleibt, daß die beschriebenen Prozesse am
basko-kantabrischen Schelf, u. zw. die ‚‚austrische‘“ Disten-
sionstektonik ebenso wie das Einsetzen der Mittelkreide-
Transgression verursacht werden durch einen verstärkten
Spreading-Event im Bereich der mittelozeanischen Rücken,
deren Bildung sich im höheren Alb auch in die Biskaya hinein
verlagert hat und hier zu einer Trennung der Lithosphären-
platten geführt haben dürfte (s. Abschnitt 2). Hervorzuheben
ist ferner, daß erst die Verstärkung der Subsidenz ab Oberem
Alb nun auch zu einer deutlichen faunistisch/floristischen Zä-
sur geführt hat, insofern vor allem die Gerüstbildner der Ur-
gon-Riffbiotope nachkommenlos erlöschen und in ihrer
Mehrzahl vergleichbare Biotope der höheren Kreide nicht
mehr zu besiedeln vermögen. Demgegenüber setzt während
des Alb - ohne jeden Zweifel in Abhängigkeit von der weit-
greifenden Mittelkreide-Transgression — eine extreme Plank-
tonblüte (Foraminiferen, Calcisphären, Coccolithen) ein, die
in einer erhöhten Densität dieser Organismengruppen zum
Ausdruck kommt.
224
3.4 MEGASEQUENZEN 2 (OBERER TEIL) - 4 =
MAXIMALTRANSGRESSION UND
REGRESSIONS/KOMPRESSIONSPHASEN
(Abb. 10-13)
Für die weitergehende Diskussion scheint es sinnvoll, die
Megasequenzen der Oberkreide und des Alttertiärs zusam-
menfassend zu behandeln, dafür aber eine regionale Tren-
nung vorzunehmen und die vier wesentlichen Sedimenta-
tionsräume des Basko-Kantabrikums separat zu behandeln.
Über diesen Bereich liegen zahlreiche Vorarbeiten vor, von
denen hier nur eine Auswahl herausgegriffen werden kann:
Rat 1959, 1982; Mangın 1960; WIEDMAnN 1960, 1962a,
1962b, 1980a, 1982a, 1982b; Herm 1965; FEUILLEE 1967, 1971;
RaAMmiREzZ DEL Pozo 1971, 1973; Roprıco & Aıvarez 1972;
Krurt et al. 1975; WIEDMANN & Kaurrman 1978; LAMOLDA et
al. 1981; Prazıar 1981 u. a.
3.4.1 Becken von Vitoria
(Abb. 10)
Im Becken von Vitoria (Abb. 4), im zentralen Teil des bas-
ko-kantabrischen Schelfs, werden große Mächtigkeiten vor
allem der mittleren Oberkreide akkumuliert. Tieferer und
höherer Teil der Oberkreide sind demgegenüber unvollstän-
dig entwickelt (Abb. 10).
3.4.1.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression
Beginnend mit der Fazies des „Flysch ä boules‘ (Abb. 9.5)
setzt sich hier im Mittel- und Obercenoman die Sedimenta-
tion pelagischer Mergel fort. Sie zeichnen sich durch reiche
Foraminiferenführung aus, wobei die Planktonten mit bis zu
90% Rotaliporen deutlich dominieren. In die pelagische
Grundsedimentation sind feinkörnige Kalkturbidite (Silt-
und Tonfraktion) eingeschaltet mit Bankmächtigkeiten um
20 cm. Die Bänke zeigen eine kugelig-knollige Verwitterung
(„Flysch & boules“). Ihre Gradierung ist in basalen Siltlagen,
Convolute Bedding und Laminationen (Tb-Td) erkennbar,
die sich — ebenso wie massivere Bänke ohne Sedimentstruktu-
ren (Ta) - gut in das Faziesmodell für feinkörnige Turbidite
(Pırer 1978) einordnen lassen. Slumping-Strukturen, die zu-
mindest die Hangrichtung angeben, lassen einen Transport
von NW nach SE erkennen. Schwarzschieferhorizonte weı-
sen auf Stagnationsphasen im Becken hin. Die Kalkturbidite
enthalten nur selten organische Reste, sind aber meist so stark
durchwühlt, daß die ursprünglichen Sedimentstrukturen oft
nicht mehr erkennbar sind.
Das Becken von Vitoria kann als Intraschelf-Becken gedeu-
tet werden. Eine stärker randliche Position läßt das Cenoman
im Raume Murguia erkennen, vermutlich bedingt durch eine
erste Aufwölbung des Murguia-Diapirs (Abb. 3). Hier sind
in die normale Mergelsedimentation Lagen mit Komponen-
ten in Arenitfraktion eingeschaltet. An dieser sind insbeson-
dere große agglutinierende Foraminiferen (Lituoliden), Pra-
ealveolinen und Austern beteiligt, ebenso wie Extraklasten
aus Plattformsanden. Beach-Rocks in diesen Extraklasten
scheinen sogar Auftauchphasen im Herkunftsgebiet zu do-
kumentieren.
Im Turon des Beckens von Vitoria wird die Sedimentation
der Kalkturbidite abgelöst von geringmächtigen pelagischen
Kalken, die teilweise Globotruncanen-Packstones und
-Wackestones (Dicarinella, Marginotruncana: Abb. 10.1)
darstellen. Ein im Grenzbereich Unter/Mittelturon weit ver-
breiteter Hardgrund (vgl. Wıepmann 1975, Taf. 1, Fig. 1)
dürfte auf das Maximum der Transgression hinweisen. Das
Oberturon, das weithin bereits wieder regressive Züge trägt,
ist im Becken von Vitoria bisher nur ungenügend charakteri-
siert. Das Turon ist überhaupt in zahlreichen Profilen sehr ge-
ringmächtig (z. B. am Diapir von Murguia) und keilt nach N
hin aus, während es nach W und S hin rasch mächtiger wird
(z. B. Bohrung Castillo 5,5 km S’ Vitoria).
3.4.1.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase
Diese Megasequenz umfaßt den Zeitraum Coniac, Santon
und Campan. Sie wird von einem regressiven Halbzyklus ge-
bildet, in dem es zu monotoner pelagischer Mergelsedimenta-
tion kommt. In diese Hintergrundsedimentation sind im Co-
niac grob- bis feinkörnige Kalkturbidite in weiter Verbrei-
tung eingeschaltet (Abb. 10). Die hier nur geringe autoch-
thone Sedimentation ist von den allochthonen Sedimenten
nur mit Mühe unterscheidbar. Ein Channel-Ausgang istz. B.
bei Guevara (20 km E’ Vitoria) gut aufgeschlossen. Hier be-
trägt die Bankmächtigkeit maximal 40 cm und die Größe der
Komponenten erreicht oftmehrere cm. Von Lage zu Lage va-
riabel enthalten diese Kalkturbidite Reste von Austern, Echi-
nodermen, Bryozoen, Algen, benthonische (Lituoliden, Mi-
lioliden) und planktonische Foraminiferen, Ostrakoden,
Gastropoden und eine reiche, sehr diverse Schwammfauna
(überwiegend Lithistiden und Choristiden, seltener hexacti-
nellide Formen).
Die Abnahme der Korngröße von W nach E läßt erkennen,
daß die Turbidite in der Beckenlängstachse eingeregelt sind.
Slumping-Strukturen, intraformationelle Diskordanzen,
synsedimentäre Abschiebungen und Überschiebungen wei-
sen auf einen von N nach $ geneigten Hang hin und damit auf
eine Herkunft des Materials von einer Karbonatplattform im
Bereich des Aitzgorri-Hochs. Diese Schüttungsrichtung wird
durch Flutecasts und Dunes gestützt. Vereinzelt treten rote
idiomorphe Quarze und rote Tonfetzen auf, die möglicher-
weise auf durchbrechende Triasdiapire hinweisen.
Im Santon setzt die Sedimentation von Kalkturbiditen aus,
die pelagische Entwicklung (mit Planktonanteilen in der Fo-
raminiferenfauna von etwa 60%) dominiert. Irreguläre Echi-
niden sind eine häufige Faunenkomponente dieses Fazies-
raumes; sie werden ab Obersanton wieder häufiger.
Im Mittelcampan schalten sich lokal bis zu 30 m mächtige
Kalkarenite und Kalkrudite ein. Bei diesen handelt es sich um
Debris Flows und Turbidite von ebenfalls lokalen Flachwas-
ser-Biohermen. Sie enthalten häufig rote idiomorphe Quarze,
Quarzgerölle und rote Tone, die erneut auf einen Zusam-
menhang zwischen diesen Biohermen und Diapirdächern
hinweisen. Nach den Biogen-Komponenten handelt es sich
dabei meist um Austernbioherme. Andere Schüttungen ent-
halten Rotalgen, Milioliden, agglutinierende (Lituoliden,
Rheophaciden) und orbitoide Großforaminiferen und
Schwämme (Hexactinelliden, Sklerospongier, aber hier keine
Lithistiden). Extraklasten von Beach-Rocks sind ebenfalls
verbreitet. Die mergelige Hintergrundsedimentation enthält
noch immer Anteile von 25% Planktonten an der Gesamt-Fo-
VITORIA
Te
eg Ps = zp
R* ; a s 4 A
Numm.- Awvaale Be Tone
Abb. 10. Oberkreide/Alttertiär-Profil des Vitoria-Beckens, zentraler Bereich des basko-kantabrischen
Raumes. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.
Tertiar
I
1
I
l
IM a.
Obercampan
Untercampan
Santon
N
ill
HN
Megasequenz 3
\
4
N!
hl:
Il
Ill)
Hahn
1
ll
‘
PI En nifereng Ware
226
raminiferenfauna. Dies würde auf Ablagerung im tiefen Sub-
tidal hindeuten.
Der regressive Trend der Megasequenz 3 hält im Oberen
Campan an, das in Form fluviatiler Sande in weiter Verbrei-
tung vorgelegen haben dürfte. Leider ist es im Westen des
Beckens von Vitoria nur in Form einzelner Erosionsrelikte
erhalten geblieben (Abb. 10). Ein derartiges Erosionsrelikt
stellt das teilweise erhaltene Diapirdach des Murguia-Diapirs
dar. Allerdings handelt es sich hier wiederum um eine Sonder-
fazies, eine relativ ausgedehnte Karbonatplattform. Der Riff-
schutt enthält an organischen Resten vor allem Algen, orbi-
toide Großforaminiferen, Schwämme, Korallen und Rudi-
sten (Abb. 10.2). Dieser ‚„‚Oro-Kalk“ (v. STACKELBERG 1967)
zeigt regressiven Charakter und wird von einem im höchsten
Campan progradierenden Delta zugeschüttet. Diese Delta-
Schüttungen des Oberen Campan sind zwar überwiegend
marin, im hangenden Teil der Serie treten jedoch auch fluvia-
tile Rinnen, Paläoböden und limnische Ablagerungen auf.
Orbitoide Großforaminiferen und Austernbioherme besie-
delten die marınen Bereiche des Deltas (Abb. 10.3). Der re-
gressive Trend der Megasequenz 3 ist damit deutlich gewor-
den. Er führt im Vergleich zur einheitlichen Fazies-Entwick-
lung im transgressiven Cenoman und Turon erneut zu erhöh-
ter Fazies-Diversität. Diese wird noch erhöht durch auch ım
Becken von Vitoria spürbare Diapirbewegungen, die eine
Ursache von „‚subherzynischen‘“ Diskordanzen im höheren
Teil der Megasequenz darstellen. Diese Diskordanzen sind
aber außerdem ein Ausdruck 1. kompressiver Bewegungen,
die mit dem gleichzeitigen Ausklingen des Spreading in der
Biskaya — bei Fortsetzung ım Atlantik - im Zusammenhang
stehen. Nachlassen der Subsidenz führt schließlich im Ober-
campan zur Anlage einer 3. Delta-Phase, die das Maximum
der Regression und gleichzeitig das Ende dieser Megasequenz
markiert.
3.4.1.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase
Die Basis der vorliegenden Megasequenz ist im Becken von
Vitoria von einer deutlichen sedimentären Ruptur gekenn-
zeichnet. Das Maastricht (Abb. 10) ist transgressiv entwickelt
und überwiegend marin. Vereinzelte Lagen mit Gipsknollen
lassen Verlandungstendenzen vermuten. Im Maastricht
überwiegt die Sedimentation dolomitischer Mergel und Kal-
ke. Die Kreide/Tertiärgrenze liegt in einer sandig-dolomi-
tisch-mergeligen Folge. Die Fazies-Vielfalt nimmt weiterhin
zu, insbesondere ım Paläozän kommt es zu extremen lokalen
Faziesvarianten: Algenkalke, Bryozoenkalke, Lagunenkalke
mit Cyanophyceen-Onkoiden u. a. Diese Kalke sind weithin
dolomitisiert (,,Dan-Dolomite“). Eozän folgt teilweise dis-
kordant und stellt einen letzten transgressiven Puls von relativ
weiter geographischer Verbreitung dar. Es ist weithin einheit-
lich als Nummuliten-Alveolinen-Kalk (Abb. 10.4) ausgebil-
det.
Das Ende der Megasequenz 4 ist im Becken von Vitoria
nicht erkennbar, da die folgenden Konglomerate des Oligo-
zän diskordant übergreifen (Abb. 10). Diese könnten als Me-
gasequenz 5 bezeichnet werden, werden aber hier nicht be-
rücksichtigt, da sie den postorogenen Sedimentationszyklus
einleiten.
Zusammenfassend kann festgehalten werden, daß das Bek-
ken von Vitoria ein Intraschelf-Becken darstellte, in dem es zu
mächtiger, aber recht monotoner Sedimentation von Forami-
niferen-Wackestones (Abb. 10.1) gekommen ist. Sedimenta-
tion von Kalkturbiditen spielt eine nur untergeordnete Rolle.
Maxima tektonischer Aktivität liegen im Turon, im Grenzbe-
reich Campan/Maastricht und an der Eozän/Oligozän-Gren-
ze. Sie bedingen die Lückenhaftigkeit des Gesamtprofils
(Abb. 10) an diesen Stellen, sind aber vor allem mit intensi-
vem Diapirismus während der Oberkreide verknüpft, der
eine größere Zahl von Sonderfazien im Bereich des Vitoria-
Beckens verursacht hat. Die kompressive Tektonik der
Oberkreide wird mit beginnender Subduktion am südkanta-
brischen Kontinentalrand in Verbindung gebracht. Die tek-
tonische Aktivität gipfelt in pyrenäischen Bewegungen an der
Eozän/Oligozän-Grenze, die zur endgültigen Heraushebung
und Auffaltung des basko-kantabrischen Schelfbeckens ge-
führt haben.
Der transgressiven Megasequenz 2 stehen die regressiven
Sequenzen 3 und 4 gegenüber. Dieser regressive Trend be-
dingt gleichzeitig eine Zunahme der Faziesdiversität im
Grenzbereich Kreide/Tertiär, parallel auch von einem An-
stieg der Faunen- und Florendiversität begleitet. Episodisch
auftretende Karbonatplattformen enthalten entweder Milio-
liden-Vergesellschaftungen oder solche aus Großforaminife-
ren, Algen, Korallen und mitunter auch Austern. Sie unter-
scheiden sich damit qualitativ deutlich von den Rudisten-Or-
bitolinen-Assoziationen der Urgon-Plattformen (s. Abschn.
3.2). Die Mittelkreide-Transgression der höheren Megase-
quenz 2 hat sich für diese Assoziationen letal ausgewirkt:
Orbitolinen, Praealveolinen und zahlreiche Urgon-Rudisten
sind der Pelagisierung nicht nur des basko-kantabrischen
Schelfs, sondern weiter Schelfbereiche überhaupt zum Opfer
gefallen. Demgegenüber konnten sich mit dem Transgres-
sions-Event die planktonischen Foraminiferen, Ammoniten,
Inoceramen und irregulären Seeigel bevorzugt entwickeln
und sind im vorliegenden Sedimentationsraum entsprechend
dokumentiert.
3.4.2 Biskaya-Synklinorium
(Abb. 11)
Lage und Verlauf des Biskaya-Synklinoriums sind aus
Abb. 2-4 zu entnehmen. Das Kreide/Alttertiärprofil und
seine Deutung sind in Abb. 11 enthalten.
3.4.2.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression
Auch ım Biskaya-Synklinorium nimmt der transgressive
Charakter innerhalb dieser Megasequenz kontinuierlich zu.
Die stärker sandige Hintergrundsedimentation des höheren
Alb geht mit dem Cenoman in eine mergelige Grundsedimen-
tation über, die + unverändert bis ins Alttertiär andauert
(Abb. 11). Mit der Zunahme feinkörnigerer Sedimente wer-
den ab Untercenoman ebenfalls feinkörnige Turbidite
(Abb. 11.2) sedimentiert. Ab ?Mittel/Obercenoman, viel-
leicht bereits früher, kommt es zur Intrusion und Extrusion
von Alkalimagmatiten. Die Intrusiva stecken teilweise als La-
gergänge oder größere Intrusivkörper im Alb und/oder Ce-
noman (z. B. bei Zumarraga).
OSTL. BISKAYA-SYNKL.
Mikrofazies
m. i y { Ex
Tertiar
Ma.
Nu
l it
Obercampan
= E : L- T
Be‘ 2 ”
“ - in . 4 -
ar.
5 5 > Sr PR)
Wackest. mit großen Extrakl.
RTEERRRIREREES EST EEE WE
OOOOOOIOIITIOOIC NS
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&FEIIITIIFIEN
ee)
ee
Cenoman Turon
aA AA TATANATAYATATAUATZ
-Floatstone
Abb. 11. Oberkreide/Alttertiär-Profil der Biskaya-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.
Orbitolina
728
Let
Bei Aguineta (lO km N’ Zumarraga, Prov. Guipüzcoa)
schalten sich im Cenoman zudem grobkörnige Kalkarenite
und Kalkrudite ein. Sie enthalten u. a. Rotalgen, agglutinie-
rende Großforaminiferen (Lituoliden, Orbitolinen:
Abb. 11.1), andere benthonische und planktonische Forami-
niferen, Austern- und Echinodermenschill. Die Herkunft
dieser Kalkturbidite ist in Seamounts oder nahe gelegenen
tektonischen Hochs zu suchen (z. B. im Bereich des Aitzgor-
rı-Hochs).
Im Turon dürfte das Maximum vulkanischer Tätigkeit an-
zusiedeln sein mit der Extrusion von mehreren 100 m von Pil-
low-Laven, vulkanischen Aschen und Auswurfmaterial, die
vielfach wiederum von Gängen durchschlagen sind
(Abb. 11). Vermutlich haben einzelne Vulkane die Wasser-
oberfläche erreicht und Inseln gebildet. Dies hat lokal zur
Bildung vulkano-detritischer Turbidite geführt.
Die mergelige Grundsedimentation enthält praktisch nur
Calcisphären und planktonische Foraminiferen (Abb. 11.4).
Radiolarienführung scheint auf feinkörnige Kalkturbidite be-
schränkt zu seın (Abb. 11.2). Gegen Ende des Turon sind die
Maxima der Planktonführung und der mittelkretazischen
Transgression erreicht. An dieser Stelle wird die Grenze zwi-
schen Megasequenz 2 und 3 gezogen.
3.4.2.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase
Die mergelige Grundsedimentation setzt sich in Coniac
und Santon hinein fort. Ab Campan werden im E-Teil des
Biskaya-Synklinoriums mächtige Kalkturbidite und De-
bris-Flows (Abb. 11.3) geschüttet. Sie enthalten orbitoide
Großforaminiferen, Austern- und Rudistenschill. Im W-Teil
des Synklinoriums baut sich u. a., im S von Guernica, ein kla-
stischer Turbiditfan vor. Die grobkörnigen Turbidite werden
bei gleichzeitiger Abnahme der Korngröße in die Becken-
längsachse von NW nach SE eingeregelt. Die Turbidit-Sedi-
mentation geht konform mit dem Maximum der Delta-Pro-
gradation ım Becken von Vitoria und kennzeichnet wie dieses
das Ende dieser Megasequenz.
3.4.2.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase
Mit Beginn dieser Megasequenz kommt es zur Sedimenta-
tion von Mergeln und Mergelkalken des Maastricht, die von
roten Paläozän-Kalken überlagert werden. Im Oberen Paläo-
zän und bis ins Mitteleozän werden in die mergelige Grund-
sedimentation verstärkt proximale klastische Turbidite einge-
lagert (Mır etal. 1971). Damit dürfte hier das Ende der regres-
siven Megasequenz 4 erreicht sein.
Mergel und Paläozän-Kalke sind durch hohe Planktonfüh-
rung (Abb. 11.4) ausgezeichnet. Ammoniten und Inocera-
men stellen das vorherrschende Megafaunen-Element im kre-
tazischen Teil des Biskaya-Profils dar. Belemniten fehlen die-
ser Folge dagegen völlig. Auch das Biskaya-Synklinorium
dürfte aus einem Intraschelf-Becken hervorgegangen sein.
3.4.3 Deva-Synkline
(Abb. 12)
Die Deva-Synkline stellt die nördlichste der etwa NW-SE-
streichenden Synklinen dar (Abb. 1-4), von der allerdings
nur der Südteil im Küstenbereich der Provinzen Guipüzcoa
und Vizcaya onshore erhalten ist. Abb. 12 zeigt die hier inter-
essierende Profilfolge.
3.4.3.1 Megasequenz 2, oberer Teil = Maximaltransgression
Schon im Alb, also im tieferen Teil der Megasequenz 2,
weicht die Sedimentation in der Deva-Synkline deutlich von
der Sedimentation der südlichen Becken ab (vgl.
Abschn. 3.4.1). Sie besteht hier aus mehrere 100 m mächti-
gen Prodelta-Tonen und -Silten, in die sandige Prodelta-Tur-
bidite eingeschaltet sind. Gelegentlich treten mächtige
Rutschhorizonte hinzu, die einige IOer m mächtig sind und
mehrere 100 m Längsausdehnung besitzen (z.B. Raum
Deva). Bei Ondarroa schalten sich im Küstenbereich Kon-
glomerate und Brekzien des Oberalb ein (VoorT 1964), die als
Innerfan-Bereich betrachtet werden können. Die Größe der
Komponenten schwankt zwischen wenigen cm und mehreren
m. Slumping-Strukturen und Debris-Flows sind häufig. Die
Komponenten bestehen aus Quarziten, Kristallin-Material,
Lyditen, Sandsteinen, Tongallen
(Abb. 12.1). In einzelnen Lagen sind karbonatische Fossilien
(z. B. Korallen, Sklerospongier, Orbitolinen u. a.) direkt in
die Matrix eingelagert. Die Schüttungsrichtung dieser Kon-
glomerate weist von N nach $. Als Liefergebiet bieten sich
zwei Möglichkeiten an: (1) Herkunft von einem Basement-
Hoch (vgl. Le Danois-Bank vor Asturien, Abb. 6b), das in
den heute verschuppten Schelf, vor der nordspanischen Küste
einbezogen wurde, oder (2) Herkunft vom Landes-Block im
NE (Abb. 5a).
Im Turon folgen planktonreiche pelagische Kalke (Aichur-
rı-Kalk, Herm 1965). Das Maximum der Transgression fällt
mit einem Minimum des silikoklastischen Einflusses zusam-
men und damit auch mit dem Ende dieser Megasequenz.
und Karbonaten
3.4.3.2 Megasequenz 3 = 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase
In die überlagernden Mergel des Coniac und Santon schal-
ten sich zunächst vereinzelt, dann verstärkt Turbidite
(Abb. 12.2) ein. Seine maximale Entwicklung und das Maxi-
mum silikoklastischen Einflusses erreicht dieser ,„Oberkrei-
de-Flysch“ im Oberen Campan. Die Schüttungen sind
NE-SW orientiert (D. RıcHTer 1964, Krurr et al. 1975).
3.4.3.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase
Das Maastricht ist wiederum in Form pelagischer Kalke
und Mergel entwickelt, in die sich nur im Obermaastricht
vereinzelte sandige Turbidite einschalten. Unteres Paläozän
liegt in der Fazies roter pelagischer Kalke vor, wobei die Rot-
färbung nach Hanısch (1978) von Diapir-Aufbrüchen
stammt. Es wird im höheren Paläozän und Eozän von mäch-
tigen Turbiditen des ‚,Tertiär-Flyschs“ abgelöst. Damit endet
hier die Megasequenz 4, jüngere Sedimente sind nicht be-
kannt (Kruıt et al. 1975, van VLIET 1978).
DEVA
Mikrofazies Lithologie enaone TREBPIPERT-
Tertiar
Maastr.
Coniac Santon
Abb. 12. Mittelkreide/Alttertiär-Profil der Deva-Synkline. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.
230
Auffallend ist die sehr hohe Planktonführung der Maas-
tricht/Paläozän-Mergel und -Kalke (Abb. 12.3, 12.4) und
eine relative Häufigkeit pelagischer Megafossilien im Maas-
tricht (Inoceramen, Ammoniten). Der kritische Faunen/Flo-
renschnitt an der Kreide/Tertiärgrenze ist im Profil von Zu-
maya (Prov. Guipüzcoa) bestens zugänglich und mehrfach
untersucht (Herm 1965, WIEDMANN 1969). Planktonische Fo-
raminiferen und Ammoniten zeigen in den letzten Profilme-
tern des Maastricht deutliche Anzeichen von ökologischem
Streß (Zwergwuchs, aberrantes Wachstum), für den es jedoch
in der kontinuierlichen Beckenfazies im Grenzbereich Krei-
de/Tertiär keinerlei Hinweise gibt.
Vor allem aber weicht die Deva-Synkline in ihrer Sedimen-
tations- und Subsidenzgeschichte deutlich von den südlich
anschließenden Becken ab. Offen-marine Becken-Sedimenta-
tion blieb hier praktisch während der gesamten Oberkreide
und des Alttertiärs konstant erhalten (Abb. 12). Erst die allen
Bereichen gemeinsame post-eozäne pyrenäische Orogenese
hat dann auch hier das plötzliche Ende der marinen Sedimen-
tation herbeigeführt und auch dieses Becken über die Küsten-
linie angehoben.
Die recht unterschiedliche Subsidenzgeschichte von Vito-
ria-Becken, Biskaya-Synklinorium und Deva-Synkline, die
in sehr unterschiedlichen Fazien zum Ausdruck kommt, deu-
tet auf eine Trennung dieser Becken zumindest ab Alb durch
Schwellenbereiche (Basement-Hochs) hin. Dies wird durch
unterschiedliche Richtungen des Sedimenttransports bestä-
tigt. Wie bereits zuvor erwähnt, haben sich die Schwellen als
Basement-Hochs schon in einem frühen Stadium der Gra-
benbildung etwa an der Jura/Kreidegrenze gebildet. Das
Kippschollen- und Horst/Graben-Relief des originären Gra-
ben- und späteren Kontinentalrandes hat damit die Sedimen-
tationsgeschichte dieses Randes bis hin zur Orogenese maß-
geblich mitbestimmt.
3.4.4 Becken von Altnavarra
(Abb. 13)
Eine Sonderstellung nimmt das Becken von „‚Altnavarra“
(WIEDMANN 1962a, 1962b, 1980a) oder Estella (Abb. 13) in
seiner marinen Kreide-Entwicklung ein. Obwohl auch die
verstärkte Subsidenz dieses Beckens mit Kippschollen-Tek-
tonik (Reıtner 1982) und damit der Öffnung des Bis-
kaya-Ozeans in Verbindung gebracht werden kann, spielt der
Diapirismus bei der Entwicklung dieses Beckens eine beson-
ders große Rolle. Die marine Entwicklung beginnt hier im
Mittelalb, also mit Megasequenz 2, und ist in ihrem Fortgang
insbesondere von den Diapiren Maestu im W und Estella im E
beeinflußt (Abb. 2, 3).
Der Estella-Diapir wurde im Detail von Prrus (1967) un-
tersucht, Beiträge zur Stratigraphie von Estella-Kreide und
-Alttertiär lieferten ManGın (1960), WIEDMANN (1960, 1962a,
1980a), RaMmıREz DEL Pozo (1971), WIEDMANN & KAUFFMAN
(1978), LAMoLDA et al. (1981).
3.4.4.1 Megasequenz 2 = Maximaltransgression
Die marine Sedimentation setzt im höheren Mittelalb mit
einer 700 m mächtigen Folge von Sandsteinen, Siltsteinen und
Kalkareniten ein. Eine parrezifale Fauna mit Mesorbitolinen
(M. texana: Abb. 13.1), solitären Korallen, Austern, regulä-
ren und irregulären Echiniden und Krebsresten deutet auf
eine proximale Delta- und Prodelta-Fazies hin. Eine herma-
type Riffauna konnte sich wegen des starken terrigenen Ein-
flusses nicht entwickeln.
Im tieferen Oberalb (mit Hysteroceras orbignyı) wird diese
Fazies von Prodelta-Tonen und -Silten mit eingeschalteten
Sideritknollen abgelöst. Diese Sedimentation hält bis ins Un-
tercenoman (mit Mantelliceras hyatti) an und erreicht eine
Mächtigkeit von 1100 m.
Erst im Mittelcenoman erfolgt dann eine rasche Abnahme
des klastischen Anteils. Tonige Mergel bilden eine Calcisphä-
ren-Spiculae-Wackestone-Fazies, die eine diverse pelagische
Fauna enthält, insbesondere planktonische Foraminiferen
(Rotalipora cushmani), Ammoniten (Enomphaloceras iner-
me) und Inoceramen. Das Obercenoman ist in Form karbo-
natdominierter Kalk/Silt-Turbidite (Ta, Tab, sensu Piper
1978) als „„Flysch ä boules“ entwickelt. Die weiterhin zu-
nehmende Subsidenz wird im hohen Planktonanteil der Mi-
krofauna deutlich (Rotalipora cushmani, Whiteinella
archaeocretacea). Ammoniten (Metoicoceras geslinianum,
Calycoceras cf. pancinodatum) dominieren weiterhin in der
Megafauna. Die Gesamtmächtigkeit des Cenoman erreicht
1000 m.
Die gleiche Litho- und Biofazies setzt sich ins Unterturon
hinein fort (Vascoceras sp., Jeanrogericeras binicostatum,
Schindewolfites gannzai, Mytiloides opalensis, M. mytiloides,
Whiteinella archaeocretacea). Demgegenüber entwickeln sich
die dunklen, tonigen Mergel des Mittel/Oberturons durch
allmähliche Abnahme der Kalkbänke als Calcisphären-Pack-
stone-Fazies (Abb. 13.2). Die maximale Entwicklung pelagi-
scher Faunen (Calcisphären, planktonische Foraminiferen:
Praeglobotruncana helvetiva, Marginotruncana schneegansı,
Ammoniten: Fagesia, Neoptychites, Psendaspidoceras arma-
tum, Romaniceras inerme und Inoceramen: Mytiloides sub-
hercynicus, M. hercynicus) deuten auf maximale Transgres-
sion und Wassertiefe im Oberturon hin (WIEDMAnN 1960,
1964, 1980a). Die Gesamtmächtigkeit des Turon beträgt etwa
200 m.
Von Interesse ist, daß im höheren Turon gleichzeitig auch
eine deutliche Verschiebung im Spektrum der benthonischen
Foraminiferen erkennbar ist: Während bisher die Kalkschaler
dominierten, überwiegen nun Sandschaler bei gleichzeitiger
Änderung des Artenspektrums. Dieses ist auf primitive Ver-
treter der Trochaminiden, Textulariiden und Ataxophrag-
miiden beschränkt. Kalkschaliges Benthos und Planktonten
können außerdem Anlösungserscheinungen zeigen, d.h.
Absenkung bis an oder sogar unter CCD kann angenommen
werden.
Für eine starke Zunahme der Subsidenz im höheren Teil der
Megasequenz 2 des Beckens von Altnavarra sprechen außer-
dem folgende Trends der organischen Entwicklung: (1) Ablö-
sung der ungekielten Formen bei den planktonischen Fora-
miniferen zunächst durch einkielige, später durch doppelkie-
lige Formen mit hohem Gehäusequerschnitt (HART & BAILEY
1979); (2) Vormacht „‚borealer‘ Gattungen gegenüber medi-
terranen Formengruppen bei den Ammoniten (WIEDMANN
1975, 1976, 1980a) und (3) Häufigkeit der gleichfalls als ‚‚bo-
real“ geltenden Inoceramen gegenüber Austern. Gleichwohl
fehlen aber auch hier die Belemniten völlig.
ESTELLA
Mikrofazies
Br
ORBITOIDEN —
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SPICULAE — PACKSTONE
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CALCISPHAEREN — PACKSTONE
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LINA— WACKESTONE
Megasequenz 2
Abb. 13. Mittelkreide/Alttertiär-Profil des Estella-Beckens. Ziffern 1-6 s. Abb. 8.
737
3.4.4.2 Megasequenz 3 = 1. Regressionsphase, hier Diapi-
rismus
An der Turon/Coniacgrenze, die durch die Gattungen
Romaniceras und Barroisiceras eingegrenzt werden kann, ist
kein wesentlicher fazieller Unterschied gegenüber dem lie-
genden Turon erkennbar. Allerdings läßt die benthische Mi-
krofauna (Regeneration des kalkigen Benthos und Vorherr-
schen der Ataxophragmiiden) den Beginn einer regressiven
Sequenz erkennen. Diese Entwicklung wird im Verlauf des
Coniac durch eine deutliche Zunahme der Karbonat-Sedi-
mentation manifest. Im Mittelconiac kommt es zu einer ra-
schen Faziesänderung durch die Ausbildung einer etwa 170 m
mächtigen flachmarinen Karbonatplattform, die ein Koral-
len/Rudisten-Bioherm darstellt. Die Entwicklung dieser nur
lokalen Plattform steht in klarem Zusammenhang mit dem
Aufstieg der Diapire von Estella und Maestu (Abb. 14,
Abschn. 4). Schüttungen einer Mikrobrekzien-führenden
Packstone-Fazies mitrrestriktivem Faunencharakter in randlı-
che Becken-Bereiche deuten eine beginnende Reliefverstei-
lung an. Im Hangenden der Kalke verstärkt sich die mit dem
regressiven Charakter dieser Sequenz verknüpfte Faziesdi-
versität weiterhin.
Im Südteil des Estella-Beckens, bei Oteo, setzt sich die re-
gressive Entwicklung konsequent fort. Dies führt hier zur
Bildung eines Schwellenbereichs, der bis ins unterste Unter-
campan hinein persistiert. Demgegenüber entwickelt sich im
NE-Teil von Altnavarra, bei Zudaire, eine transgressive
Phase der Sedimentation heraus, die während des Obersanton
durch eine Faunenassoziation des oberen Bathyals gekenn-
zeichnet ıst (Dicarinella u. a. Planktonten).
Die Schwellensedimente im S bestehen im Zeitraum Ober-
conıac-Mittelsanton aus quarzreichen Milioliden-führenden
Grain- und Rudstones (Abb. 13.3). Diese flachmarinen Kar-
bonatsande wurden teilweise im vadosen Bereich zementiert
und stellen z. T. Barren am Plattformrand dar. Für das Ober-
santon ist hier eine Gastropoden- und Milioliden (Lacazina
elongata)-führende Floatstone-Fazies charakteristisch, die
einen lagunären Faziesbereich repräsentiert. Insgesamt be-
trachtet, fällt die Fauna durch deutlich geringere Diversität
auf, ein Fehlen hermatyper Organismen und eine große Den-
sität bei den Milioliden. Diese Faktoren weisen in ihrer Ge-
samtheit auf Extrembiotope hin, wie sie in restriktiven La-
gunen und hypersalinen Bereichen anzutreffen sind.
Die Schüttungen dieser Schwelle lassen sich bis in den
NE-Teil des Beckens verfolgen. So stellen die Kalkbänke des
Oberconiac (als Spiculae-Packstones: Abb. 13.4) und die un-
tersantone Kalk/Mergel-Wechselfolge in diesem Bereich den
distalen Teil dieser Schüttungen dar. Im hangenden Obersan-
ton entwickelt sich hier eine monotone Folge dunkler Mergel;
Campan existiert in diesem Beckenbereich nicht (Abb. 13).
Demgegenüber erreicht das Campan im W’ Teil des Altna-
varra-Beckens Mächtigkeiten von bis zu 1400 m. Faziell läßt
es sich in drei Einheiten gliedern: Auf knollig verwitternde
Kalke (Spiculae-Wackestones) und Mergel mit reicher
Schwamm-, Echiniden- und Lamellibranchiatenfauna des
Untercampan folgt zunächst ein gebankter Kalkarenit-Kom-
plex (aus Orbitoiden-Peloidpack/grainstones), der mit Orbi-
toides media und Siderolites vidali unterem Obercampan
entspricht. Dieser wird im höheren Obercampan von tonigen
Feinsanden, Tonen und kieseligen Sandsteinen eines aus SW
progradierenden Deltas abgelöst, das auch hier das Maximum
der Regression charakterisiert (vgl. Abschn. 3.4.1). Resedi-
mentierte Triasgerölle des extrudierenden Maestu-Diapirs
sind im höheren Campan häufig.
Wie bereits erwähnt (Abb. 13), keilt das Campan nach NE
rasch aus und fehlt im Raum von Zudaire bereits völlig. Aller-
dings dürfte hier zusätzlich zum primären Ausdünnen der
Schichtfolge noch eine Erosionsdiskordanz des transgressi-
ven Obermaastricht hinzukommen. Beide Phänomene sind
als Folge des endgültigen Aufstiegs des Estella-Diapirs zu se-
hen.
3.4.4.3 Megasequenz 4 = 2. Regressions- und Kompres-
sionsphase, hier anhaltender Diapirismus
Das ım gesamten Becken von Altnavarra vorhandene, etwa
80 m mächtige Maastricht besteht im W’ Beckenteil aus kalki-
gen und kieseligen Sedimenten, die wiederum Triasgerölle
führen. Diese klastische Sedimentation verzahnt sich ostwärts
mit einer mehr karbonatischen Fazies. So besteht das im E’
Beckenbereich diskordant dem auflagernde
Obermaastricht aus gebankten Flachwasser-Kalkareniten
(Orbitoiden-Grain/Rud/Floatstones: Abb. 13.5) mit einer
reichen Orbitoidenfauna (Orbitordes apıculata, Omphalocy-
clus macroporus, Lepidorbitoides socialis, Clypeorbis mamil-
lata, Sıiderolites calcitrapoides), mit Bryozoen, regulären
Echiniden und Algen. Diese Kalke stellen ebenfalls wieder
Schüttungen vom Diapirdach des aufsteigenden Estella-Dia-
pirs dar. Sie werden überlagert von weiteren kalkigen Sand-
steinen und siltigen Mergeln, mit denen das Maastricht endet.
Hierüber folgt konkordant im gesamten Beckenbereich der
Paläozän-Dolomit (vgl. auch Abschn. 3.4.1). Nummuli-
ten/Alveolinen-Kalke des Mitteleozän stellen nochmals einen
transgressiven Puls im Bereich der Megasequenz 4 dar, die mit
höherem Eozän endet und auch hier diskordant von Konglo-
meraten des Oligozän überlagert wird. Dies entspricht auch
hier der Basis der postorogenen Megasequenz 5.
Santon
Die hier behandelte Entwicklung des Beckens von Altna-
varra läßt sehr deutlich den Einfluß des Salzdiapirismus auf
den sedimentären Ablauf und die Subsidenzgeschichte am
basko-kantabrischen Kontinentalrand erkennen. Sie hat da-
mit repräsentative Bedeutung für zahlreiche andere Bereiche
des Basko-Kantabrikums, in denen Diapirismus eine zwar
nicht synchron vergleichbare, aber doch analoge Rolle ge-
spielt hat (vgl. wiederum Abschn. 3.4.1). Auf die Bedeutung
dieses Diapirismus wird daher im folgenden Kapitel geson-
dert eingegangen.
Hier bleibt so viel festzuhalten, daß die Tendenzen der
Subsidenz-Entwicklung, d. h. der transgressive Charakter
der Megasequenz 2, der regressive Trend der Megasequen-
zen 3 und 4, auch in der Diapir-bestimmten Entwicklung des
Estella-Beckens angedeutet sind, aber im Detail vielfach vom
Diapirismus überprägt werden. Dies mag bereits für die am
S-Rand des basko-kantabrischen Schelfs nicht zu erwartende,
ungewöhnlich starke Subsidenz während der gesamten Mega-
sequenz 2 gelten. Diese kann zwar durch verstärkte Kipp-
schollen-Tektonik und die Bildung eines Halbgrabens (Reır-
NER 1982, Abb. 5) erklärt werden, zusätzliche Salzabreiche-
rung im Untergrund ist jedoch ebenso wahrscheinlich.
Die aus der Entwicklung von Diapirdächern abzuleitenden
Sonderfazien der höheren Oberkreide beschleunigen und ver-
stärken zwar den regressiven Charakter der Megasequenz 3,
die sich gleichzeitig eintiefenden Diapir-Randsenken mit ex-
tremen Mächtigkeiten und transgressiver, pelagischer Fazies-
und Faunenentwicklung verlaufen diesem Trend jedoch ent-
gegen. Ebenso müssen hier auch Erosionshiaten — wenigstens
zum Teil - mit Diapirbewegungen in Verbindung gebracht
233
werden. Auch die organische Entwicklung paßt sich dieser
Sonderentwicklung an. Das bedeutet aber auch, daß das Bek-
ken von Altnavarra während seiner gesamten marinen Ent-
wicklung ab Mittelalb über die N’ Schwellenregionen der
Barranca, der Aitzgorri- und Arno-Antiklinen mit dem offe-
nen Biskaya-Ozean in Verbindung gestanden haben muß.
4. DIAPIRISMUS UND SUBSIDENZ DES BASKO-KANTABRIKUMS
(Abb. 3, 14, 15)
Bedeutung und Rolle des Salzdiapirismus am Bau der atlan-
tischen Kontinentalränder ist seit langem bekannt (MascıE
1977). Nirgends ist dieser Diapirismus jedoch unter so gün-
stigen Aufschlußbedingungen unmittelbar analysierbar, wie
im Bereich der Basko-kantabrischen Ketten. LoTze (1955) hat
dies erstmals erkannt und auf Zusammenhänge mit alten Stö-
rungssystemen (Diapirzone Dax-Estella) einerseits und der
Sedimentauflast andererseits (Lage der Diapirkette Villasana
d. M.-Orduna-Maestu-Estella parallel zu Maximalmächtig-
keiten der tieferen Oberkreide) hingewiesen. BRINKMANN &
Lögters (1967) legten eine erste umfangreiche Materialsamm-
lung mit Detailstudien an Einzeldiapiren vor, die die Bedeu-
tung älterer (z. T. herzynischer) Störungssysteme noch un-
terstrich (PrruG 1967), aber gleichzeitig auch fazielle Sonder-
entwicklungen durch Diapirbewegungen erkennen ließ, bis
hin zum Nachweis erster Keuper- und Salinareruptionen im
Campan (v. STACKELBERG 1967). WIEDMANN (1980a) hat die
Bedeutung des Diapirismus für die Entwicklung des basko-
kantabrischen Kreidebeckens erneut hervorgehoben, frühe
Diapirbewegungen bereits im Alb und Coniac vermutet und
gleichzeitig (op. cit., Abb. 8; hier Abb. 3) auf Zusammen-
hänge mit NW-SE-streichenden (untergeordnet auch NE-
SW-orientierten) tektonischen Strukturen hingewiesen.
Neuere Untersuchungen lassen erkennen, daß es sich hierbei
nahezu generell um Randstörungen des Kontinentalrandes
und seiner Kippschollen handelt (Reırner 1982, WIEDMANN
1982a, 1982b). Gleichzeitig wird deutlich, daß nicht allein die
Sedimentauflast die Salzbewegung verursacht hat, sondern
daß im Gegenteil Salzabwanderung zu den Randstörungen
zur Bildung von Halbgräben auf den Kippschollen führte und
damit gleichzeitig zu erheblicher lokaler Subsidenz und Se-
dimentation.
Neue Untersuchungen bestätigen und präzisieren diese
Vorstellungen und liefern wesentliche weitere Details über
die Zusammenhänge von Tektonik, Subsidenz und Diapıris-
mus am basko-kantabrischen Kontinentalrand. Als beson-
ders interessant erwiesen sich das Studium des Caniego-Riffs
am Diapirrand bei Villasana de Mena (Reırner 1982) und die
Genese des Estella-Diapirs (SCHWENTKE 1983). Ihr Studium
zeigt, daß zwar eine + kontinuierliche Salzbewegung wäh-
rend der gesamten Oberkreide angenommen werden kann,
daß diese aber trotzdem zu Zeiten tektonischer Maxima
(„austrisch“, „‚prägosavisch‘“, „‚subherzynisch“/,,intrago-
savisch“, pyrenäisch) gleichfalls kulminiert hat.
4.1 DER CANIEGO-KALK ALS DIAPIR-RIFF
(Abb. 14)
Aufsteigende Salzdiapire können in + deltaischen Envi-
ronments Hochgebiete bilden, auf denen sich Flachwasser-
Organismen in Form von Pinnacle-Riffen ansiedeln können.
Während dieses Vorganges kann das Diapirdach aufbrechen
und ein zentrales Lagunen-Becken entstehen, das mit Ton
und Salinar stark verunreinigt wird. So können sich Dia-
pir-Atolle mit recht spezifischen Faunen/Floren-Gesellschaf-
ten bilden. Rezente Beispiele liefert der Schelf der U.S. Golf-
küste und Mexikos (PoaG 1972, Rezax 1977).
Zwischen Villasana d. M. im W und Alsasua im E findet
sich auf einer W-E-orientierten Linie eine Kette von post-ur-
gonen Riffen des höheren Alb (vgl. Abschn. 3.3). Seit länge-
rem interessierte die Frage, ob es sich hierbei eventuell um die
Dächer von Diapirembryonen handeln könnte. Reımner
(1980, 1982) hat diese Frage für die im E gelegenen Riffe nega-
tiv beantwortet und für ihre Entstehung ein Kippschollen-
Hoch verantwortlich gemacht. Dies trifft jedoch für das am
Diapirrand von Villasana de Mena gelegene Caniego-Riff
nicht zu (SCHRÖDER 1980). Hier ist der Zusammenhang mit
der Bildung einer ersten Diapirbeule im höheren Alb deutlich
(Abb. 14). In der klastischen Grundsedimentation des Su-
pra-Urgons ist hier eine Karbonatlinse von etwa 2,5 km @ se-
dimentiert worden. Sie zeigt eine deutliche Zonierung, die die
Rekonstruktion eines Atolls ermöglicht: Debris-Flows im di-
stalen Vorriff-Bereich, ein wahrscheinlicher Riffkern mit ei-
ner Skleraktinier-Stromatoporen-Algen-Boundstone-Fazies
und einer folgenden Acanthochaetetes-Wackestone-Fazies
und schließlich eine zentrale Lagune mit einer Rudisten-Lofe-
rit-Fazies. Autigene Quarze und Keupersedimente in den
Riffkarbonaten deuten auf einen ersten Diapiraufbruch hın.
Dabei handelt es sich um eines der ältesten Diapir-Ereignisse
im basko-kantabrischen Raum, das gleichzeitig einen Zu-
sammenhang mit der bereits erwähnten „‚austrischen“ tekto-
nischen Aktivität vermuten läßt.
Zu erneuter verstärkter Diapirbewegung durch den Villa-
sana-Diapir dürfte es im Grenzbereich Turon/Coniac ge-
kommen sein, an der es noch einmal zur lokalen Entwicklung
von Riffkarbonaten gekommen ist (Brank 1983). Die bereits
von LoTzeE (1960) beobachtete Mächtigkeitszunahme insbe-
sondere des Cenoman unmittelbar N’ des Diapirs dürfte auf
die Herausbildung einer Diapir-Randsenke zurückzuführen
sein.
Diapir-Riff-Plattformen sind im basko-kantabrischen
Becken vom tieferen Apt an (Mutiloa-Plattform, vgl.
VILLASANA DE MENA - DIAPIR
STADIUM VRACON
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Utrillas-Flüsse
Delta
IR82
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VRR Kristallin Fluß-Rinnen
TE TEERR Deltasande,Rinnen
R gggKeuper - Salz | Riffkalk
ee | Prodeltasilte,-tone
ER SEE 22 Evaporite
t ca 100 km ——
Abb. 14. Entstehung und Faziesmodell des Caniego-Riffkalkes am Villasana de Mena-Diapir (aus REIT-
NER 1982).
Abschn. 3.2) bis ins höhere Campan (Murguia-Diapir, vgl.
Abschn. 3.4.1.2) zu beobachten. Meist sind jedoch nur die
entsprechenden Schüttungskörper erhalten. Eine Ausnahme
stellt der Oro-Kalk im Diapir von Murguia dar (v. STACKEL-
BERG 1967), der noch in seiner ursprünglichen Struktur und
Lage als ehemaliges Diapirdach erhalten ist (Abb. 3).
4.2 ENTWICKLUNG DES ESTELLA-DIAPIRS
(Abb. 15)
Bis ins Turon unterscheidet sich die Fazies-Entwicklung
des Altnavarra-Profils (Abb. 13) nicht wesentlich von der der
angrenzenden und ebenfalls mit der Öffnung der Biskaya zu-
sammenhängenden Becken. Ab Coniac läßt sich dagegen eine
eigene Becken-Entwicklung erkennen, die von der Haloki-
nese stark beinflußt ist.
Es ist anzunehmen, daß die Keupersalze bereits in der Mit-
telkreide mobilisiert und im späteren Diapirbereich akkumu-
liert wurden. Ab Mittelconiac (Abb. 15a) kommt es auf diese
Weise zu einem lokalen Doming oder ‚‚Salzkissenstadium“
(TrusHeım 1957). Dies führt, obwohl im zentralen Bis-
kaya-Ozean das Spreading noch anhält, zur Schwellenbil-
dung und schließlich zur Entwicklung einer lokalen Karbo-
natplattform. Die Auflast dieser Plattform führt im Oberco-
niac und Santon (Abb. 15b) zur Salzabwanderung in
W-Richtung, womit sich synchron auch die Plattformbildung
nach W verlagert. Gleichzeitig sinkt der E’ Beckenanteil
durch ‚‚Massenschwund“ (Trush£eim 1957) ab und erreicht
Wassertiefen des Außenschelfs. Im W bildet sich dagegen die
Hornillos-Atauri-Antikline als neuer Schwellenbereich her-
aus. Sie ist das Produkt der intrudierenden Salze der Diapire
von Maestu und Santa Cruz de Campezo (Abb. 3). Dieser
letztere ist wahrscheinlich nicht extrudiert, aber durch
BOUGUER-Anomalie nachgewiesen (CARRERAS SUAREZ et
al. 1978).
Im Obersanton werden im Diapirdach bereits Verhältnisse
des Intertidals bis flachen Subtidals erreicht. Die Aufstiegs-
bewegungen sind von Schüttungen begleitet, die sich mit den
Beckensedimenten verzahnen.
Im Campan entwickelt sich das ‚‚Diapirstadium“ im W-
Teil des Beckens weiter. Im Obercampan kommt es erstmals
zur Extrusion von Keupermaterial, das zusammen mit mäch-
tigen Campan-Sedimenten in sekundären Randsenken sedi-
mentiert wird (Abb. 15c).
Infolge der Mechanik des Salzaufstiegs und durch gestei-
gerte Salzmobilität kommt es — zusammen mit synchroner
Kompressionstektonik im Obercampan und an der Krei-
de/Tertiärgrenze - zu Salzaufstieg im E’ Beckenteil, zur Salz-
abwanderung nach SE (Zufia-,,Halbdom‘“‘) und schließlich
im Eozän zum definitiven Durchbruch des Estella-Diapirs
(Prrus 1967). Auch diese Bewegungen sind von Schüttungen
vom Diapirdach begleitet.
Ursache der großen Mächtigkeitsschwankungen im
Campan des Beckens von Altnavarra ist die Salzbewegung.
Der sich nach SE verlagernde Salzaufstieg (Abb. 15d) führt
im Maastricht zur Reduktion dieser Schichten, teilweise zur
Erosion des Liegenden. Währenddessen werden im W mäch-
tige Delta-Sedimente in Randsenken abgelagert. Gleichzeitig
verlagert sich mit fortschreitender Salzwanderung die Kü-
stenlinie weiter nach S, bis schließlich Maastricht im W auf
Campan, im E auf Santon transgrediert.
W
m
wo
un
Diapir von
Santon
Salzaufstieg
un ae!
& F E
Ki ° MAASTRICHT
Auftauchbereich
siltige Mergel
Sandstein
Kalkarenit
Kalk
ungebankt
Mergel
Salz
Abb. 15. Entwicklung der Oberkreide und des Diapirismus im Estella-Becken.
Auch in der Diapir-bestimmten Subsidenzgeschichte des
Beckens von Estella sind damit (Abb. 13, 16) die transgressi-
ven und regressiven Grundtendenzen der Sedimentation der
Megasequenzen 24 in gleicher Weise entwickelt, wie auch ın
den übrigen Oberkreidebecken. Die regressiven Trends wer-
den sogar durch die Entwicklung der Diapirdach-Karbonate
noch verstärkt. Allerdings wird das einheitliche Bild durch
die nicht konforme Subsidenz von Diapir-Randsenken ver-
fälscht. In Diapirbereichen kann damit der normale Subsi-
denzverlauf eines Beckens lokal erheblich abgewandelt wer-
den.
Die Bestandsaufnahme der Diapirdach-Sonderfazien und
aller Diapir-Extrusionen ist noch nicht abgeschlossen; aber
schon aus den bisherigen Untersuchungen wird deutlich, daß
die erkennbaren Maxima von Diapirbewegungen mit entspre-
chenden Maxima tektonischer Bewegungen am basko-kanta-
brischen Kontinentalrand zusammenfallen. Diese Maxima
liegen im Alb (‚‚austrisch“), im Grenzbereich Turon/Coniac
(‚„prägosavisch“), im Campan (,‚Subherzynisch“/,‚intrago-
savisch“‘) und schließlich im Eozän/Oligozän-Grenzbereich,
d. h. zur Zeit der pyrenäischen Orogenese.
236
5. VERGLEICHENDE SUBSIDENZGESCHICHTE
(Abb. 16-18)
Die vorangehende Diskussion hat verdeutlicht, daß auch
die Subsidenz-Entwicklung am basko-kantabrischen Kontin-
entalrand diskontinuierlich abläuft und daß dabei ähnliche
Stadien oder Phasen durchlaufen werden, wıe an den Rändern
des zentralen Nordatlantik oder am Südatlantık (Jansa &
VITORIA-B.
0. BISKAYA-S.
DEVA-S.
MS1
WIEDMANN 1982, WIEDMANN 1982a, 1982b). Dies ist insofern
interessant, als Nordatlantık, Südatlantik und Biskaya - und
damit auch ihre kontinentalen Ränder - unterschiedliches Al-
ter besitzen.
after Vail et al.,1977
worldwide
—_ — — —
Abb. 16. Vergleich der basko-kantabrischen Environmentkurven (a) mit der Kurve globaler Meeresspie-
gelschwankungen (b) (b nach VaıL et al. 1977).
Um einen möglichst objektiven Vergleich zu ermöglichen,
wurde bei der Behandlung des Biskaya-Südrandes neutral von
tektono-faziellen Großeinheiten, hier Megasequenzen, aus-
gegangen. Diese ermöglichen nicht nur einen objektiveren
Vergleich, sondern zugleich eine bessere Beschreibung der
Subsidenz-Phasen, mit denen sie weitgehend zusammenfal-
len. Vor allem wurde Wert darauf gelegt, die Abhängigkeit
dieser Sequenzen von Tektonik, Subsidenzgeschwindigkeit,
eustatischen Meeresspiegelschwankungen und nicht zuletzt
auch von der Sedimentzufuhr zu beschreiben und soweit
möglich auch den Faunen- und Florenrespons zu berücksich-
tigen.
Dabei sind natürlich (1) die Rifting- und Spreading-Ge-
schichte der Biskaya und die resultierende Rotation der Iberi-
schen Platte und (2) die jeweilige Tiefenlage des Untersu-
chungsgebiets auf dem Schelf von einiger Bedeutung.
So wurde zunächst ein eigenes Modell für die Geodynamik
des Biskaya-Raumes während Kreide und Alttertiär entwik-
kelt und zur Grundlage der weiteren Diskussion gemacht. Bei
dieser wurden — wo erforderlich - Tröge mit eigener Subsi-
denzgeschichte separat behandelt. Das Ergebnis ist aus
Abb. 16a ablesbar, in der die rekonstruierten Environments
für die Einzelbecken gesondert aufgetragen wurden und z. T.
erhebliche Abweichungen erkennen lassen. Dies trifft beson-
ders für Oberkreide und Alttertiär zu, während die Unter-
kreide im Untersuchungsgebiet von einem einheitlichen Sub-
sidenztrend beherrscht ist.
Nachzutragen ist hier, daß sich zwei wichtige Subsidenz-
Phasen des frühen Rifting bereits im Altmesozoikum abspiel-
ten, u. zw. zunächst in Zusammenhang mit der frühen Gra-
benbildung des Nordatlantik. Es sind dies
1.das frühe Grabenstadium (Abb. 18 A) mit der Abla-
gerung von kontinentalen Redbeds (Perm-Trias) und der
In/Extrusion alkaliner Magmen (Obertrias-Lias) und
2. die Evaporit-Phase mit der Sedimentation mächtiger
Salze, Gipse, Anhydrite und Dolomite (Keuper und Unter-
lias: Abb. 18B). Diese Salze spielen vor allem während der
Oberkreide-Entwicklung des Basko-Kantabrikums eine we-
sentliche Rolle (Abb. 18E-G).
Im überwiegend epikontinentalen, ab Callovium sogar re-
gressiven Jura hat sich das Rifting im Biskaya-Graben nicht
fortgesetzt. Vor allem hat sich die im Südatlantik ausgeprägte
und an die Evaporit-Phase anschließende
3. Schwarzschiefer-Phase mit euxinischer Becken-
Entwicklung (Wıepmann 1982c, Abb. 4) in der Biskaya nicht
ausbilden können, es sei denn, die Ölschiefer-Sedimentation
im basko-kantabrischen Pliensbach (Daum 1966) entspricht
dieser Phase der Ozeanisierung. Das eigentliche Biskaya-Rif-
ting findet eine zögernde Fortsetzung erst im Oberen Jura, in
dem eine erneute Phase distensiver Graben/Horst- und Kipp-
schollentektonik zur Sedimentation der transgressiven Mega-
sequenz 1 und damit zur Entwicklung
4.einer 1. Delta-Phase(,,Wealden“: Abb. 18C) geführt
hat. In dieser Phase werden mächtige Deltafächer, kombiniert
mit limnischen und brackischen Serien, von der Meseta ım $
(Raum Sedano, Oxford) nach N (Cabuerniga-Rücken, Ti-
thon) vorgebaut. Im Bereich des zukünftigen Biskaya-Gra-
bens hält die Sedimentation mit der Absenkung Schritt. An
der Le Danois-Bank vor Asturien werden an der Jura/Krei-
m
Ws
NS
degrenze bereits Beckensedimente mit Calpionellen abgela-
gert, während sich im NE das stark subsidierende Parentis-
Becken entwickelt (Biskaya-Aulakogen). Wichtig ist festzu-
halten, daß Distensionstektonik diese Sedimentationsphase
einleitet und das Kippschollenrelief anlegt, daß sich durch
Kreide und Alttertiär bis zur endgültigen Orogenese weiter-
entwickelt. E-W-gerichtete Strukturen (der paläozoische Ca-
buerniga- oder Las Caldas-Sattel) konkurrieren schon jetzt
mit den dominierenden NW-SE-streichenden Systemen, wo-
bei es zweifellos in starkem Maße zu einer Wiederbelebung
variszischer Strukturen gekommen ist.
Tektonische Aktivität im Oberjura bis zur Jura/Kreide-
grenze sind an der Peripherie des Nordatlantik (Jansa &
WIEDMANN 1982), im Mediterrangebiet (WIEDMAnN et al.
1982c), aber auch in Norddeutschland verbreitet und führen
teils zum Zerbrechen der jurassischen Karbonatplattformen,
teils zu basinaler Graben/Horst-Tektonik, teils sind sie mit
früher Halokinese verknüpft. Dies alles trifft für den basko-
kantabrischen Raum nicht zu, wo statt dessen das Rift-Sta-
dium neu belebt wird. Die Bewegungen sind # zeitgleich mit
Stires „„jungkimmerischer‘ Kompressionsphase.
Dieses 1. Delta-Stadium wird am marokkanischen Konu-
nentalrand im tieferen Dogger durchlaufen (WIEDMANN
1982b, Abb. 9C).
Ostrakoden und Charophyten, aber auch Bryozoen, Mol-
lusken und Cyanophyceen besetzen die Biotope dieses konti-
nental/marinen Übergangsbereiches und ermöglichen zum
Teil vorzügliche Environment-Analysen (BRENNER 1976).
Diese Vergesellschaftung erweist sich als extrem tolerant und
erfährt keinen qualitativen Wandel, weder bei der Entwick-
lung der ‚‚Wealden“-Kleinzyklen, noch beim Übergang zur
5. Karbonatplattform-Phase (Urgon). Sie entspricht
dem ebenfalls transgressiven oberen Teil der Megasequenz 1
und hat Apt/Unteralb-Alter. Die Entwicklung von Karbo-
natplattformen ist an ein komplexes System ökologischer und
tektonischer Faktoren gebunden. Damit mag in Zusammen-
hang stehen, daß sie sich bevorzugt in der Endphase tektono-
fazieller Megasequenzen bilden. Im basko-kantabrischen Ur-
gon ist zudem die Entwicklung von ‚‚unreifen‘“ Plattformty-
pen — ohne die typischen Riffstrukturen mit hermatypen Ge-
rüstbildnern — zu echten Riffkomplexen, die als Inselplatt-
formen oder Barriere-Riffe in Erscheinung treten, erkennbar.
Damit steht in unmittelbarem Zusammenhang die Evolu-
tion spezifischer Flachwasser-Organismen. Während in den
„unreifen“ Unterapt-Plattformen Dasycladaceen und agglu-
tinierende Großforaminiferen dominieren und rasch evolvie-
ren, sind es in den echten Riffen des Oberapt/Unteralb die
Rotalgen mit krustosen und artikulaten Formen.
Grundvoraussetzung für die Entwicklung dieser Phase und
ihrer spezifischen Biotope ist eine Beendigung oder doch
starke Reduktion der terrigenen Schüttungen der vorange-
henden Phase, wie auf der anderen Seite das Einsetzen der 2.
Delta-Phase im höheren Alb und die rasch anschließende Ma-
ximaltransgression im Cenoman eine Weiterentwicklung der
Plattformkarbonate unmöglich machen. Im Gegensatz zu
den begrenzenden Delta-Phasen ist die vorliegende Phase
durch zunehmende Subsidenz gekennzeichnet, hinter der die
Sedimentation jedoch zurückbleibt.
Ein Vergleich mit den ana/homologen (?) Karbonatplatt-
formen am marokkanischen oder angolanischen Schelf läßt
m
[en]
oo
deutliche Unterschiede erkennen, die vor allem im Unvermö-
gen des Biskaya-Schelfs zu sehen sind, eine einheitlich ge-
schlossene Karbonatplattform zu bilden. Dafür stehen am
marokkanischen Schelf zwar der gesamte Oberjura (WIED-
MANN 1982b, Abb. 9E), am Angola-Schelf jedoch auch nur
Apt und Alb zur Verfügung (op. cit., Abb. 8D, 8E). Die Ur-
sache der am Biskaya-Schelf abweichenden Entwicklung mag
im Anhalten distensiver Bewegungen zu suchen sein, die im-
mer wieder zu intermittierendem Zerbrechen der Plattformen
führten und als deren Folge sich das Kippschollenrelief des
Kontinentalrandes immer wieder durchpaust (Abb. 2, 18D).
6. Eine 2. Delta-Phase fällt am basko-kantabrischen
Kontinentalrand mit dem unteren Teil der Megasequenz 2 zu-
sammen und beendet im wesentlichen, wie bereits erwähnt,
die Entwicklung der Karbonatplattformen. Auch dieser
Übergang ist wiederum von starker distensiver Tektonik be-
gleitet, bei der sich erneut der Vergleich mit SriLLes ‚‚austri-
scher“ Phase aufdrängt. Hier führt sie zu verstärkter Aus-
dünnung kontinentaler Kruste an den Kontinentalrändern
der Biskaya und läßt Verbindungen zum Spreading-Beginn in
der Biskaya erkennen. Schließlich ist auch der erste gehäufte
Nachweis von Diapirbewegungen auf tektonische Aktıvität
ım Alb zurückzuführen, die überdies auch als Ursache der
nun eintretenden Faziesdifferenzierungen (Abb. 16a) gelten
muß. Trotz dieser Faziesvielfalt lassen alle Environmentkur-
ven den transgressiven Charakter der Megasequenz 2 erken-
nen, der in der Maximaltransgression des Cenoman und Tu-
ron gipfelt.
Cenoman
JR82
Da die Subsidenz im höheren Alb von S nach N abgestuft
zunimmt (kontinentale Utrillas-Deltas im S, marine proxi-
male supra-urgone Delta-Fans ım Vitoria-Becken, Prodel-
ta-Tone der Biskaya-Synkline bis hin zu Turbiditen der
Deva-Synkline im heutigen Küstenbereich), kann mit einem
Fortwirken der Kippschollen-Bewegungen gerechnet werden
und der Entwicklung selbständiger Halbgräben (Abb. 18E).
Aus ihnen gehen schließlich die Synklinen der pyrenäischen
Orogenese hervor. Dies wird bestätigt durch das Fortbeste-
hen von post-urgonen Inselplattformen auf den trennenden
Kippschollen-Hochs. Auch auf Diapirdächern kommt es
erstmals zur Bildung von Riffkarbonaten, deren Formenbe-
stand sich kaum von dem der echten Urgon-Riffe unterschei-
det. Die Entwicklung der Dasycladaceen ist weiter rückläu-
fig, während die Rotalgen an Diversität zunehmen, in den
Lagunen die capriniden Rudisten und im Riffkern Mg-Kal-
zit-Sklerospongier neu hinzutreten. Diese werden auch mit
Änderungen der Wassertemperatur im höheren Alb in Ver-
bindung gebracht.
Im vom Diapirismus besonders stark beeinflußten Sedi-
mentationsbecken von Altnavarra, am Rande des Ebro-Mas-
sivs, setzt die marine Sedimentation im Mittelalb ein und ver-
läuft zunächst analog. Während dieser 2. Delta-Phase hält die
Sedimentation im wesentlichen wieder mit der Subsidenz
Schritt (Abb. 17), wobei auch die Hochgebiete in den einheit-
lichen Subsidenztrend einbezogen sind. Der terrigene Input
in die Becken ist zum Teil beträchtlich.
Abb. 17. Subsidenzkurven der Mittelkreidetransgression des Vitoria-Beckens. Subsidenz = Sedimenta-
tionsmächtigkeiten (nach REITNER 1982).
7. Erst die folgende Phase der Maximaltransgres-
sion führt zu einem völligen faziellen und faunistisch/flori-
stischen Umbruch an der Alb/Cenoman-Grenze. Sie ent-
spricht dem oberen, weiterhin transgressiven Teil der Mega-
sequenz 2. Ihr Charakteristikum ist ein Andauern der Subsi-
denz, hinter der die Sedimentation nun deutlich zurückbleibt
(Abb. 16, 17). Sie fällt mit einem globalen Meer£sspiegelan-
stieg zusammen, der im Turon sein Maximum erreicht (SLITER
1976) und mit verstärkter Bildung ozeanischer Kruste ın Ver-
bindung gebracht wird. Hier liegt gleichzeitig auch das Ma-
ximum des alkalinen Oberkreide-Magmatismus, der im we-
sentlichen auf das Biskaya-Synklinorium beschränkt bleibt.
Das Biskaya-Schelfmeer greift nun weit auf die Meseta über
(WıEDmann 1975). Dies führt zu einer raschen Abnahme der
N
BAY OF BISCAY GUIPUZCOA
239
im Alb noch verbreiteten terrigenen Schüttungen und zu
weitgehender Faziesnivellierung und -pelagisierung. Ledig-
lich an den Beckenrändern führt verstärkte Subsidenz zum
Einsetzen silikoklastischer
(Abb. 18F).
Der globale Charakter dieser Phase, mit der der junge Bis-
kaya-Ozean und auch der Südatlantik nun wieder Anschluß
an den Entwicklungsablauf im Nordatlantik gewinnen
(Tab. 1), führt zu einem ersten drastischen Wandel auch der
Organismenwelt. Mit dem endgültigen Ende der urgonen
Riff-Sedimentation erlöschen gleichzeitig zahlreiche der bis-
herigen Flachwasserbesiedler und kehren ın vergleichbare
Biotope der höheren Oberkreide nicht mehr zurück. Dies gilt
ebenso für zahlreiche Rudistengruppen, wie für agglutinie-
mächtiger Schüttungen
: OLD S
ALAVA NAVARRA EBRO HIGH
MAASTRICHTIAN
TURONIAN
AITZGORRI
BASIN
FLYSCH TROUGHS x VER
LATE ALBIAN
APTIAN
ARMORICAN
MASSIV
EARLY CRETACEOUS
EARLY JURASSIC
A TRIASSIC
Abb. 18. Entwicklungsphasen des basko-kantabrischen Kontinentalrandes (aus WIEDMANN 1982b).
240
rende Großforaminiferen (Orbitolinen) oder kalkiges Ben-
thos (Praealveolinen). Demgegenüber setzt im Oberen Alb
eine Planktonblüte ein (Foraminiferen, Calcisphären, Cocco-
lithen), die bis ins Oberturon anhält und von einer ebenso ra-
schen Zunahme pelagischer Megafaunen (Ammoniten, Ino-
ceramen) und irregulärer Echiniden (Micraster) begleitet ist.
Auch Litoralbiotope enthalten reiche Ammonitenfaunen (vor
allem pseudoceratitische Nebenformen) und außerdem ein
reiches Epi- und Endobenthos (Exogyren, Hemiaster, erste
Hippuriten).
Wie bereits erwähnt, handelt es sich bei dieser Phase um ein
globales Ereignis, das mit gleichen oder ähnlichen Erschei-
nungsformen auch vom marokkanischen Schelf, aus dem
Südatlantik oder dem alpinen Helvetikum beschrieben wer-
den kann (Tab. 1).
8. Die hierauf folgende regressive Megasequenz 3 (Co-
niac-Campan) kann als 1. Regressions- und Kompres-
sionsphase bezeichnet werden. Lediglich in den Turbidit-
becken im N muß mit einem Gleichbleiben der Wassertiefe
gerechnet werden (Abb. 16a). Die Schüttung silikoklasti-
scher Turbidite erreicht nun sogar ihr Maximum. Dies geht
mit einem Ausklingen des Biskaya-Spreadings — bei Fortset-
zung der Bildung ozeanischer Kruste im zentralen Atlantık —
Hand in Hand und außerdem mit ersten kompressiven Bewe-
gungen und beginnender Subduktion am Biskaya-Südschelf
und ın den Pyrenäen. Eine unmittelbare Folge dieser Bewe-
gungen sind neben lokalen Diskordanzen erneut verstärkte
Diapirbewegungen. Maxima an der Turon/Coniac-Grenze
und im Campan lassen wiederum an einen Vergleich mit
„prägosavischen“ und „‚intragosavischen/subherzynen“
Bewegungen denken, die in NW-Deutschland gleichfalls mit
Halokinese verknüpft sind. Die 1. Regressionsphase kulmi-
niert im Basko-Kantabrikum in einem Deltavorstoß des hö-
heren Campan in den $’ Becken und in erhöhter Faziesdiver-
sität (vgl. auch Abb. 16a). Es besteht auch während dieser
Phase völlige Übereinstimmung mit der Entwicklung am ma-
rokkanischen Kontinentalrand und im Südatlantik (Wıen-
MANN 1982c; hier Tab. 1).
Gleichzeitig mit dieser 1. Regressionsphase nehmen so-
wohl Plankton-Häufigkeit als auch Ammoniten-Diversität
deutlich ab. Das Aussterben der Ammoniten scheint sogar
bereits vorprogrammiert. Auf Basement-Hochs und Diapir-
dächern im N, aber ebenso auch in den S’ Randbereichen be-
ginnen sich erneut Karbonatplattformen zu entwickeln, nun
jedoch mit stark verändertem Formenbestand (Austern, orbi-
toide und lacazinide Großforaminiferen). Auf den Diapiren
etablieren sich zum Teil hypersaline Extrembiotope. Herma-
type Organismen fehlen weitgehend.
Diapir-Randsenken verlaufen gegenläufig (Abb. 16a) zur
Entwicklung regressiver Zyklen mit progradierenden Syste-
men.
9. Entsprechendes gilt für die letzte marine Megasequenz 4,
die hier als 2. Regressions- und Kompressionsphase
ausgeschieden wird (Maastricht-Eozän). In Tab. 1 wurde auf
eine Unterscheidung verzichtet, da beide Regressionsphasen
eine einheitliche Geodynamik und ein ähnliches Erschei-
nungsbild (Abb. 18G) aufweisen. Bei nachlassender Sedi-
mentzufuhr und mäßiger Subsidenz kommt es auf dem bas-
ko-kantabrischen Schelf allerdings zunächst zu einer erneuten
schwachen ‚‚Transgression“ des Maastricht. Sie bringt den S’
Beckenteilen eine erneute kurzfristige Faziesdifferenzierung
(Abb. 16a), den Flyschtrögen dagegen eine erneute Pelagisie-
rung mit der Sedimentation rein pelagischer planktonreicher
Kalke und Mergel. Die Faziesdifferenzierung im S äußert sich
in der Bildung kleinerer Bioherme in überwiegend klastischer
Grundsedimentation, die aus unterschiedlichen Organis-
mengruppen aufgebaut sind. Der transgressive Puls des bas-
ko-kantabrischen Maastricht kann vielleicht mit einem Nach-
lassen der Subduktion am Kontinentalrand erklärt werden.
Der Diapirismus hält weiterhin an und dürfte bei den erneut
zunehmenden kompressiven Bewegungen an der Kreide/Ter-
uär-Grenze (laramisch) und der endgültigen Orogenese zwi-
schen Eozän und Oligozän (pyrenäisch) einen letzten Höhe-
punkt erreichen. Die Rotfärbung der Paläozänkalke der
Deva-Synkline wird mit dem Ausfließen benachbarter Dia-
pire in Verbindung gebracht (Hanısch 1978).
Die weltweit verbreitete Regression an der Kreide/Ter-
tär-Grenze ist nur im Südteil des basko-kantabrischen Bek-
kens und in den Keltiberischen Ketten deutlich, wo es bereits
zur endgültigen Heraushebung kommt. In den N’ Synklinen
setzt sich dagegen die pelagische Sedimentation ohne erkenn-
bare Zäsur über diese Grenze hinweg fort. Dennoch ist im
klassischen Grenzprofil von Zumaya (Prov. Guipüzcoa) der
Schnitt in der Entwicklung des Mikro- und Nannoplanktons
unvermindert deutlich. Ammoniten und planktonische Fo-
raminiferen zeigen allerdings bereits vor Erreichen dieser kri-
tischen Grenze Zwergwuchs und Anzeichen von Gehäuse-
Aberrans, die auf eine äußere Stress-Situation hinweisen.
Im weiteren Verlauf der Megasequenz nimmt — im Paläo-
zän — die Zufuhr silikoklastischer Turbidite vor allem in den
externen Becken erneut stark zu. Die mäßige Subsidenzrate
wird nun von der verstärkten Sedimentationsrate erheblich
übertroffen. Die Sedimentation endet mit der endgültigen
Heraushebung des basko-kantabrischen Schelfs im höheren
Eozän. Es kann angenommen werden, daß die Entwicklung
dieser letzten marinen sedimentären Phase des Basko-Kanta-
brikums weitgehend von der im Paläozän wieder verstärkt
einsetzenden Subduktion am Schelfrand und in den Pyrenäen
abhängig ist. Allerdings zeigt der Vergleich mit dem marok-
kanischen Schelf, daß synchron auch in diesem Bereich die
Heraushebung erfolgt, dort jedoch ohne Subduktion
(Tab. 1).
Abb. 16a verdeutlicht sehr gut die differenzierte Subsidenz
der einzelnen Kippschollen des Kontinentalrandes. Diese
Subsidenz nimmt von $ (Vitoria-Becken) nach N (Biskaya-
Synklinorium, Deva-Synkline) deutlich zu und ist im Becken
selbst nicht mehr erfaßbar. Im südlichsten Küstenbereich sind
die Oszillationen naturgemäß noch besser ausgeprägt. Auch
die Verfälschung des generellen Trends durch Diapirismus
(Estella-Becken) wird erkennbar. Das Diagramm läßt damit
erkennen, daß erst kombinierte Ozeanbecken/Kontinental-
rand-Untersuchungen klare Vorstellungen über die Subsi-
denzgeschichte beider Gebiete vermitteln. Besonders interes-
sant scheint uns außerdem der Vergleich mit der globalen
Kurve relativer Meeresspiegelschwankungen (Vaıt et al.
1977, 1980; hier Abb. 16b). Hieraus geht hervor, was an der
Subsidenzentwicklung des Biskaya-Südrandes „local Noise“
ist und was - auf der anderen Seite - globalen Tendenzen und
Prozessen entspricht. Globalen Trends entsprechen ganz of-
fensichtlich die transgressiven Tendenzen der Megasequen-
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242
zen lund2,d. h. präziser, die Urgon- und die Maximaltrans-
gression der Mittelkreide. Nicht befolgt werden dagegen von
der basko-kantabrischen Entwicklung die globalen regressi-
ven Phasen ım höchsten Berrias, im Apt und ım Turon. Eben-
falls unabhängig verläuft die am Südrand der Biskaya bereits
ab Coniac - also in den Megasequenzen 3 und 4 - deutlich re-
gressive Entwicklung, die dann zur vollständigen Heraushe-
bung und Auffaltung an der Eozän/Oligozän-Grenze führt.
Während im hier nicht erfaßten südlichen Litoralgebiet des
basko-kantabrischen Beckens diese Heraushebung bereits
früher, an der Kreide/Tertiär-Grenze erfolgt und damit der
globalen Kurve (Abb. 16b) vollständig entspricht, ist diese
Entwicklung in den nördlichen Teilbecken nicht einmal als
Trend erkennbar.
In Abb. 18 sind noch einmal die Hauptphasen der Subsi-
denzentwicklung am Biskaya-Südrand stark vereinfacht zur
Darstellung gebracht. Tab. 1 stellt dagegen den Versuch dar,
die im vorliegenden Beitrag beschriebenen Subsidenzphasen
des basko-kantabrischen Beckens und Kontinentalrandes mit
anderen mesozoischen und insbesondere kretazischen Kon-
tünentalrändern zu vergleichen. Dabei wird vor allem auf die
Unterschiede der Entwicklungstempi abgehoben, die vor al-
lem beim Vergleich zwischen Nord- und Südatlantik deutlich
sind, zwischen denen die Biskaya in mancher Hinsicht ver-
mittelt. Zwar beginnt hier das frühe Rifting gemeinsam mit
dem Nordatlantik ım Perm, setzt sich dann aber erst wieder +
zeitgleich mit der Anlage des Südatlantik im obersten Jura
fort. Mit der globalen Mittelkreide-Transgression haben
trotzdem alle drei Ozeane den gleichen Entwicklungs- oder
„‚Reife“-grad mit unserer Phase der Maximaltransgression er-
reicht. Vergleiche zur Beckenentwicklung der alpinen Tröge
drängen sich auf, sollen aber hier zunächst nur zur Diskussion
gestellt werden. Vergleiche mit älteren Orogenzonen und
jüngeren Grabensystemen liegen auf der Hand, sind aber
nicht mehr Gegenstand der vorliegenden Betrachtung (vgl.
WIEDMANN et al. 1982c).
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245
The Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges (Spain)
LORENZO VILAS, ANGELA ALONSO, CONSUELO ARIAS, ALVARO GARCIA, JOSE RAMON MAS,
RICARDO RINCON & NIEVES MELENDEZ*)
With 8 text figures
ABSTRACT
The distribution of facies and tectosedimentary episodes of
the Cretaceous of the Southwestern Iberian Ranges have been
studied in the present paper. Two main paleogeographic areas
are being established: the Southwestern Iberian Trough and
the Gulf of Albacete, both of which are valid during the Lo-
wer Cretaceous but it is not possible to distinguish these areas
during the Upper Cretaceous because the basin is wider and
homogeneous. The amplitude and characteristics of the com-
plex stratigraphic gap between the Jurassic and Cretaceous re-
cords have been analysed, establishing five episods of tectonic
mobility.
Eighteen paleogeographical maps have been established re-
presenting the whole ofthe Cretaceous evolution. This paleo-
geographic evolution took place during eight main sedimen-
tary cycles, grouping into five tectosedimentary episodes se-
parated by important changes in the configuration of the ba-
sin. These five episodes represent the evolution of an aulaco-
gen: a) The graben stage during the Lower Cretaceous, b) The
flexure stage during the Middle and Upper Cretaceous and c)
The folding phase starting at the end of the Cretaceous.
KURZFASSUNG
Die Faziesverteilung und die durch Tektonik beeinflußte
Sedimentationsgeschichte während der Kreide in den süd-
westlichen Iberischen Ketten wird vorgestellt. Zwei
paläogeographische Hauptgebiete können unterschieden
werden: Der südwestliche Iberische Trog und der Golf von
Albacete; beide lassen sich in der Unterkreide gut unterschei-
den, jedoch in der Oberkreide wird das Gesamtbecken breiter
und homogener. Der Umfang und die Besonderheiten des
Komplexes „‚Stratigraphic Lacune‘‘ zwischen dem Jura und
der Kreide wurden analysiert; es konnten 5 Phasen tektoni-
scher Mobilität ausgeschieden werden.
Auf 18 paläogeographischen Karten ist die gesamte Krei-
deentwicklung dargestellt. Diese paläogeographische Ent-
wicklung zeigt 8 Haupt-Sedimentationszyklen, die in 5 tec-
to-sedimentäre Epochen zusammengefaßt werden, jeweils
durch eine Veränderung in der Becken-Konfiguration unter-
scheidbar.
Diese 5 Epochen repräsentieren die Entwicklung eines Au-
lacogens:
a) Graben-Bildung während der Unterkreide,
b) Verbiegungen (Flexuren) während der Mittleren
und Oberen Kreide, und
c) die mit dem Ende der Kreide beginnenden Fal-
tungsphasen.
INTRODUCTION
We study here the Cretaceous facies distribution and tecto-
nosedimentary evolution in the southwestern area of the Ibe-
*) L. VıLas, A. ALONSsO, C. ArIas, A. GARCIA, J. R. Mas,
R. RINCON, N. MELENDEZ, Departamento de Estratigrafia, Uni-
versidad Complutense y U. E. I. Correlaciones Estratigräficas y
Paleogeografia, C. S. I. C., Madrid — 3, Espana.
rian Range (Spain). Many authors have previously worked in
this area. Some ofthem have mainly studied the Cretaceous in
its regional contest: FOURCADE (1970), GArcıA (1977), ARıAS
(1978), Mas (1981). Others have carried out more general stu-
dies giving special attention to Cretaceous rocks: VIALLARD
(1973), — MELENnDEz (1973), CHAMPETIER (1972). Some other
stratigraphical studies have been also useful here: MELENDEZ et
246
alt. (1974), Mas et al. (1977), Garcız et al. (1978), Arıas etal.
(1979), Mas et al. (1982). The are some non published studies
about Cretaceous stratigraphy in this area: Gimenez (1981),
PEREZ DEL Campo (1982), ZaBaLa (1982), Rey (1982). ALvaro
etal. (1981) propose a general geotectonic model for this area.
SITUATION
Yın
CENOZOIC
CRETACEOUS
JURASSIC
TRIASSIC
Fig. 1. Geographical and geological situation of the studied area.
The Cretaceous sediments of the Iberian Peninsula can, in
outline, be divided into two groups:
One whose marine influence comes from the West or the
North, as is the case of the Portuguese Cretaceous and that of
Castille North of Spain, and another whose influence comes
from the East or South, as is the case of the B£ticas, Iberica s.
s. and Catalänides.
Keeping in mind the paleogeographic distribution during
this period this first group could be called Proto-Atlantic Cre-
taceous and the second, Tethys Cretaceous. The areas descri-
bed skirt the Meseta which, at times, acts as a source area.
Within the Cretaceous having a clear influence from Tethys,
is that belonging to the area we have named Iberica s. s. within
which it is possible to distinguish two areas that are well sepa-
rated, especially in the Lower Cretaceous: one in the
northeastthatincludes the Aragonese sector ofthis Range and
the Maestrazgo, and the other in the southwest with its Castil-
lian sector and the southern Levantine region (Fig. 1).
Within the area studied in this paper, a series of zones can
be established according to their present disposition as well as
some paleogeographic features, even though this division is
only valid for the Lower Cretaceous (Fig. 2), since during the
Upper Cretaceous the extent of the transgressions makes a
characteristic paleogeographic division difficult.
The area of our study for the Lower Cretaceous is limited in
the west as well as in the east by two basin edges that have be-
haved differently: the Meseta that behaves as an active edge as
regards the contribution of sediments, and the High of Java-
lambre-Valencian Massif that only acted as an obvious source
area during the first episodes of Cretaceous sedimentation. In
the south, the boundary of the Betic basin is formed at present
by atectonic accident that is the reflection of a flexion that exi-
sted during the Cretaceous and that was the cause of a depres-
sed area that we call the Jumilla-Yecla zone (outer Prebetic).
In this basın with its boundaries, two areas can be distinguis-
hed: the southwestern Iberian Trough, with SE-NW trans-
247
N
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SIERRA MARTES HIGH)
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W ALBACETE/® nee
nL®
oO 50 Km
Fig. 2. Main paleogeographical features for the Lower Cretaceous.
gressions and the Albacete Gulf with E-W transgressions. Fi-
nally, there is the fracture zone that borders on the Albacete
Gulf in thenorth, and affects the southwestern Iberian trough
as well as the Valencian Massıf. This fracture zone is clearly
related with the Sierra Martes High (Arıas et al. 1979).
SERAIERABFTEIDISEONTINULTLY OF -TEIEFERETACEOUSTBASE
Of the three areas in which the region has been divided for
the Lower Cretaceous, a stratigraphic lacuna exists in the Al-
bacete Gulf and the Southwest Iberian Trough between the
Jurassic and Cretaceous sediments extending, at least, part of
the Portlandian, the Berriasian and part of the Valangınıan.
However, in the Jumilla-Yecla zone, this lacuna is either quite
reduced, or does not exist at all. For this reason, the problem
will be dealt with only as regards the first two areas mention-
ned above. The basement of the Cretaceous sediments -
throughout the region is formed by Jurassic sediments, al-
though there are some very local exceptions where they lie di-
rectly on Triassic sediments. The farther west one goes in the
Albacete Gulf or northwest in the Iberian Trough, the older
the Jurassic sediments forming the basement become. At the
same time, itcan be seen how the Jurassic sediments have been
affected by periods of erosion and tectonic mobility prior to
Cretaceous sedimentation. Moreover, the age of the first Cre-
taceous deposits varies all along the zone. If we consider only
the Cretaceous sediments, starting from the first expansive
stage in the basin, that is, from the Upper Barremian, the age
of the base of these sediments becomes younger the fart-
her northwest or west one goes, depending on the zone.
The sum of the erosion of the Jurassic basement and the
diachrony of the definite beginning of Cretaceous sedimenta-
tion, gives an increase in the stratigraphic lacuna in the direc-
tion indicated in Fig. 3. Keeping in mind the present disposi-
tion of the outcrops, some sediments from the Lower Barre-
mian age appear in this lacuna, but lacking in continuity; al-
though in the eastern zones, they are situated, by age, almost
in continuity with the rest of the Cretaceous sediments, in the
western zones, there is an ever-increasing separation between
them. This is due to the fact that from the Oxfordian to the
Upper Albian, a series of tectonic mobility stages were usu-
ally accompanied by periods of erosion. Considering the in-
formation available at present, together with the contribution
made in this report, an attempt can be made to establish the
main episodes:
248
NW
TURONIAN
CENOMANIAN
ALBIAN
APTIAN
BARREMIAN
HAUTERIVIAN
VALANGINIAN
ı BERRIASIAN
1 PORTLANDIAN
KIMMERIDGIAN
OXFORDIAN
DOGGER
a) Beginning in the Oxfordian, it corresponds to a
slow elevation of the entire zone, accompanied by
an eastward tilt.
b) Post-Portlandian — Pre Upper-Valanginian, with
fracturing in blocks due to the reactivation of Her-
cinic fractures.
c) Intra-Hauterivian — similar to the above.
d) Intra-Barremian: with fracturing in blocks and a
first, general enlargement of the sedimentation area
of the basin.
e) Base of the Upper Albian: with a general eastward
tilt and an elevation of the Mesera.
FAGIES DISTRIBUTION
An analysis of the division, geometry, facies and chrono-
stratigraphic position of the differentiated Cretaceous forma-
tions has made it possible for us to establish the distribution of
the main sedimentary environments for each differentiated
chronostratigraphic interval. The choice of intervals was
made according to the possibility of datings or the need to
demonstrate important paleogeographic changes during cer-
tain time lapses within the Cretaceous.
From the Berriasian only marine sediments with marine
characteristics similar to those of the Portlandian are known
in the Jumilla-Yecla zone. In the remaining areas, either there
was no sedimentation, or it was later eroded. (Fig. 4.1).
During the Valanginian-Hauterivian (the fossils found do
not permit greater precision), the marine influence quickly
advanced in anarrow, elongated basin predetermined by ba-
sement tectonic together with the reactivation of Tardiherci-
nıan strike-slip faults, basically in aNW-SE direction. La-
goon and tidal plain environments appear which, in turn, are
bordered on the NW by coastal alluvial plains with a certain
tidal influence, (Fig. 4.2). In the Jumilla-Yecla region, the se-
dimentation is marine of a recifal nature.
In the Lower Barremian (Fig. 4.3), probably covering as
wellthe Upper Hauterivian, the sedimentation continues in a
narrow trough, reaching more northernly positions and deve-
loping as well in other points within the Albacete Gulf. Du-
ring this stage, in the entire basin within the Iberian trough,
there was a predominant appearance of paralic environments
with a more littoral nature in the extreme southeast and more
c
Fig. 4. Paleogeographical maps: 4.1 Berriasian. 4.2 Valanginian-Hauterivian. 4.3 Lower Barremian. 4.4
Upper Barremian. 4.5 Bedoulian. 4.6 Lower Gargasian.
continental towards the NW. A narrow connecting band exı-
sted between the two in which marsh environments prevailed
of mixed terrigenous-carbonate nature. In general, within
this group of paralic environments, the carbonate facies pre-
vailed towards the SW in the Albacete Gulf, while the silici-
clastics were concentrated round the High of Javalambre-Va-
lencian Massif. In the northeastern area of the Jumilla-Yecla
zone, the sedimentation is ofacarbonate nature with a very
strong marine influence.
From this moment, the paleogeography of the region un-
dergoes an important change due to an important interval of
tectonic instability. This new stage begins with the appea-
rance of coastal alluvial plains, during the Upper Barremian,
together with extensive silty inundated plains, with lacustrine
subenvironments. In the southeasternmost part, calm envi-
ronments prevail with an internal, carbonate platform of the
Urgonian type, with a wide development of Rudists, essen-
tially Requienids. Between these marine environments and
the continental ones, there is a wide band of coastal environ-
ments of a mixed terrigenous-carbonate nature, surrounded
on the north by marshes, (Fig. 4.4).
In the Bedoulian (Fig. 4.5), an Urgonian type platform ap-
m
un
oO
pears in the basin with calm, carbonate, inner platform envi-
ronments, with a large development of Rudists, basically Re-
quienids and Monopleurids. Skirting it on the north, there ısa
coastal band of a mixed terrigenous-carbonate nature in
which coastal bars, channels and tidal plains develop.
The Lower Gargasian corresponds to a regressive stage,
with a sudden arrıval of terrigenous sediments basically from
the Meseta to the basın, where coastal alluvial plains appear.
In the southern region, mixed terrigenous-carbonate lagoon
coastal environments appear, of amore open nature the far-
ther south one goes, (Fig. 4.6).
5.5
During the Upper Gargasian-Clansayesian, (Fig. 5.1), the
installation of a new Urgonian platform of lesser extension
than the previous one occurred which, in the outermost zo-
nes, offers a large development of Rudists (Requienids and
Monopleurids) and Corals. Skirting this platform, there were
mixed terrigenous-carbonate coastal environments with a de-
velopment of coastal bars and tidal plains. In the northern
part, coastal alluvial plains developed. This stage ends with
the important arrıval of terrigenous sediments to a large part
of the basin, corresponding to the Lower-Middle Albian,
forming the base of the “Arenas de Utrillas”’, (Fig. 5.2). The
Fig. 5. Paleogeographical maps: 5.1 Upper Gargasian-Clansayesian. 5.2 Lower-Middle Albian. 5.3 Up-
per Albian (lower part). 5.4 Upper Albian (upper part). 5.5 Lower Cenomanian. 5.6 Middle Cenomanian.
deposits, corresponding to this time and that display a greater
carbonate internal platform marine influence, are limited to
the southernmost zone. In the western and northern part of
the basın, alluvial and coastal plain environments appear and
which, in their most distal areas, were clearly influenced by
tides. Between these there is a mixed terrigenous-carbonate
coastal band with coastal bars and a lagoon. The expansion of
the basin begins at this moment, surpassing the High of Java-
lambre-Valencian Massif. This process presents two trans-
gressive pulses: one corresponding to the Upper Albian, in
which an internal carbonate platform was installed, skirted on
6.3
251
the W by mixed terrigenous-carbonate coastal environments,
(Fig. 5.3). The zone more to the west parallel to the previous
one, facies are found corresponding to proximal to distal allu-
vial plains that correspond to the “ Arenas de Utrillas” Forma-
tion. In the second pulse, which took place during the Vraco-
nian, after a short regressive episode, amore complex, more
extensive, carbonate, internal platform was installed,
(Fig. 5.4).
As a result of all this, the basın offers conditions from
which a clear homogenization of the same is produced du-
ring the Cenomanian with the definite installation of a relati-
6.4
ce
Ae
M: MADRID C: CUENCA
V: VALENCIA
A: ALBACETE
AL ALICANTE
Emerged area
Continental sediments
Coastal plains
Litoral sediments
Inner platform o 50 I00 Km
Outer shelf and carbonatic ramp
Stratigraphic Lacune
Fig. 6. Paleogeographical maps: 6.1 Upper Cenomanian. 6.2 Lower Turonian (basal part). 6.3 Upper
Coniacian. 6.4 Santonian-Lower Campanian. 6.5 Upper Campanian-Lower Maastrichtian.
vely stable epicontinental platform throughout the entire Ibe-
rian region, (Fig. 5.5). The sedimentation in this platform be-
gins in the western part with open, carbonate lagoon envi-
ronments, showing a strong influence of fine terrigenous se-
diments. In the western and northern parts, restricted lagoon
environments prevail of a mixed fine terrigenous and carbo-
nate nature. Related with these are extensive zones of marshy
tidal plains, changing into continental terrigenous facies to-
wards the NW and W.
During the Middle Cenomanian, a carbonate internal plat-
form was installed throughout the entire region, (Fig. 5.6).
The Upper Cenomanian is characterized by a basic fact which
is the general homogeneization of the basin, with the appea-
rance of wide carbonate tidal plains, (Fig. 6.1).
Another transgressive period begins in the Lower Turonian
(Fig. 6.2), which, during the first stage, causes a complete
homogeneization, with the installation of an extensive carbo-
nate platform tilted northwards in which the outermost envi-
ronments are found, including ammonites and planctonic
foraminıfers. During the second stage, a regressive tendency
is initiated and a carbonate ramp is formed with more external
zones of micritic sedimentation and Rudist patches, together
with other more superficial zones where large calcarenitic
bars develop. After this, there is an interruption episode
throughout the entire area and which includes, at least, the
Upper Turonian and part of the Coniacian. Starting at this
point, an extensive, superficial and complex, internal carbo-
nate platform appears, reaching its maximum development
during the Upper Santonian, (Figs. 6.3 and 6.4).
The regressive tendency ends during a second stage develo-
ped in the Upper Campanian-Maastrichtian, and in which ex-
tensive plains appear near the coastline with permanent mar-
shes and lakes containing carbonate and lutitic sedimentation,
(Fig. 6.5).
SEDIMENTARY CYCLES AND TECTOSEDIMENTARY EPISODES
TECTO
EPISODES
CYCLES
SEDIMENTARY
AND
SEDIMENTARY
MAASTRICHTIAN
CAMPANIAN
SANTONIAN
CONIACIAN
TURONIAN
CENOMANIAN
ALBIAN
APTIAN
BARREMIAN
HAUTERIVIAN
VALANGINIAN
Fig. 7.
EVOLUTIVE
TREND FORMATIONS
trans
Sedimentary cycles and tectosedimentary episodes.
The different types of facies described, their horizontal di-
stribution for each age and the variations in their vertical di-
stribution, have made possible to establish eight sedimentary
cycles for the Cretaceous of this sector of the Iberian Range
(Mas et al. 1982). These sedimentary cycles are usually sepa-
rated by stratigraphic discontinuities of different classes, re-
flected by important changes in their sedimentologic and pa-
leogeographic evolution. These eight sedimentary cycles can
be grouped, at the same time, into five large tectosedimentary
episodes (see below) whose boundaries are determined by
events that effect on the whole entire area in question. The
cycles, the tectosedimentary episodes, as well as the temporal
and spatial position occupied by the eighteen differentiated li-
thostratigraphic units, are represented in Fig. 7.
The first cycle (I), developed during part of the Valanginian
and/or part of the Hauterivian (no definite paleontological
confirmation on the same exists), appears only in limited
areas within the southwestern Iberian Trough. It corresponds
to the beginning of sedimentation after an absence of deposits
and erosion, during which time important episodes of tecto-
nic instability occurred in almost the entire area studied. The
sediments were deposited in a narrow, elongated basin, pre-
determined by atectonic of basement blocks together with the
reactivation of Hercinian strike-slip faults. In general, this
cycle offers a regressive nature and terrigenous sediments
predominate.
After another interval of tectonic instability, reflected by
sedimentary interruption with a period of erosion, an abrupt
change was brought about in sedimentation conditions, but
the paleotectonic guidelines that condition the shape of the
basin were maintained. Under these circumstances, cycle II
evolved mainly during the Lower Barremian, although it can
also be represented at the top of the Hauterivian. It begins
with a short period characterized by a transgressive trend fol-
lowed by another regressive period. The sediments, corres-
ponding to this cycle, are terrigenous or carbonatic, depen-
ding on the area.
Cycle III, which includes the Upper Barremian and the Be-
doulian, corresponds to the expansive stage of the basin, with
the development of the transgression that produced the instal-
lation of a marine platform with Urgonian sedimentation.
This transgression is complex, as it developed from a double
pulse, the first corresponding to this cycle, (Arıns et alt.
1979). The base contains mainly fine terrigenous sedimenta-
tion, changing into carbonate as the transgression advances.
Only at the very end of this cycle can regressive features be
found.
Cycle IV includes the Upper Aptian and the Lower and
Middle Albian, and corresponds to the second pulse of the
Aptian transgression. A large part of the “Arenas de Utrillas’”
Formation is found at the top. The base of the cycle is trans-
gressive, starting with terrigenous sediments that correspond
to coastal alluvial plains, passing to lagoons and ending,
towards the top, in an Urgonian carbonatic platform, less ex-
tensive than the previous one. This cycle finishes with a re-
gression caused by the powerful arrival of terrigenous sedi-
ments from the Meseta that cover a large part of the basın.
Cycle V develops during the Upper Albian and includes
two transgressive pulses, abruptly interrupted at the top. The
upper is more extensive than the lower one, and both develop
n
[871
&
in a northwestern direction, according to the model given by
Garcıa et al. (1978). This cycle represents the base of the
large transgression of the Upper Cretaceous in the Iberian
Range, where the expansion of the basın is considerable, sur-
passing for the first time the Javalambre High and the Valen-
cian Massif which, till the moment, had closed the basın on
the northeastern side.
Cycle VI occurs throughout the entire Cenomanian and in-
cludes a transgressive-regressive series with carbonate sedi-
ments. During this cycle, a clear homogenization of the ba-
sin is produced. The most important point is the installation
of extensive carbonatic tidal flats.
Cycle VIIrepresents the Turonian (s. 1.); however, its con-
tinuity cannot be determined in the Upper Turonian. In gene-
ral, it has a regressive nature which is abruptly interrupted
towards the top. It corresponds to the stage in which the basin
underwent a maximum opening towards the open sea, with
the installation of Ammonite and planctonic Foraminifera en-
vironments. Towards the top Rudist patches predominate.
After this cycle, it has not been possible to make a paleonto-
logical distinction of the Upper Turonian nor of alarge part of
the Coniacian throughout the southwestern Iberian Range.
This coincides with a stage in which there are signs of evident
sedimentary interruption in the entire area. For this reason,
and due to a lack of more conclusive evidence, we believe
there is a possible lacune which would include the above men-
tioned time interval.
Fig. 8. Tectosedimentary episodes (see text).
254
After this interruption, the sedimentation is renewed with
sediments of an obvious continental influence which form the
base of cycle VIH. This cycle, belonging to the Senonian, de-
velops rapidly into a shallow carbonatic platform, initiating at
once a regressive period that occupies the greater part of the
cycle. The cycle ends with the intallation of continental envi-
ronments near the coastline.
These eight sedimentary cycles in which the Cretaceous se-
diments of this region have been divided, can be grouped into
five tectosedimentary episodes, based on tectonic phenomena
of varying importance with repercussions in sedimentation.
In Fig. 8 the different tectosedimentary episodes are repre-
sented by way of an imaginary section of the SW Iberian
Trough in aSW-NE direction.
The first episode includes cycles I and II and is characteri-
zed by a strong sedimentation influenced by a tectonic of ba-
sement blocks, with the formation of throughs and little bas-
sins related with grabens that offer strong subsidence and a
large amount of sedimentation. Within this episode, and be-
tween cycles land II, a greater expansion of the basın can be
seen in the latter, taking into consideration the present out-
crops. In the second episode, which includes cycles III and
IV, instability continues, represented by the movement of
blocks that divide the basın in zones of differentiating subsi-
dence. But, in general, this mobility is much less than in the
previous episode, which allows for a greater expansion of the
sedimentation area that coincides with the “ Aptian transgres-
sion”, causing the development of Urgonian carbonate plat-
forms. By the end of this espisode, the arrıval of terrigenous
contributions begins in the Albacete Gulf, representing the
regressive stage of cycle IV, without any discontinuity with
the Urgonian limestones. The third episode, which includes
cycles V and VI, begins with the arrival and expansion of ter-
rigenous sediments in the basın, having caused an evident pre-
vious erosion in some areas. This fact may be a reflection of
an elevation of the Meseta area at this time. During this episo-
de, the subsidence is of a generalized nature and not differ-
entiated in blocks, causing a homogenization of the basin in
the upper part with the installation of an extensive epiconti-
nental shelf. In the fourth episode, which includes cycle VII,
the epicontinental platform is enlarged and deepened, ope-
ning northwestwards by means ofatiltonaNW-SE axis. Du-
ring this episode, the Proto-Atlantic and the Tethys basins
were possible joined together through the high of the we-
sternmost part of the region under study. Finally, and after an
important interruption in sedimentation, the fifth tectosedi-
mentary episode appears, which includes cycle VIII. During
this episode, the basın becomes shallow and is finally dıvided
into little basıins with an increasingly more continental nature.
The geometry of this division does not appear to have any re-
lation with that of the Lower Cretaceous.
Following the consideration of aulocogene, established for
the Iberian Range by Aıvaro et al. (1981), with reference to
all the sediments from the Permian to the Cretaceous, the evo-
lution we described for the Cretaceous with its stages of frac-
turing and graben (Lower Cretaceous), flexure (Upper Creta-
ceous) and folding (Final Cretaceous), corresponds in itself to
the internal development of an aulacogenous through.
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Zitteliana
Le Cretace inferieur de Tunisie
Apergu stratigraphique et sedimentologique
PIERRE FELIX BUROLLET, LUCIA MEMMI et ALIM’RABET*)
Avec 2 figures dans le texte et 1 tableau
RESUME
Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable la fois par
la puissance (jusqu’ä 4000 m) de ses sediments et la variabilite
de ses depöts. Ces series ont Ete subdivisees en unites litho-
stratigraphiques, d’utilisation courante. De meme, l’abon-
dance des fossiles (Ammonites, Foraminiferes) ä certains ni-
veaux A permis d’etablir des subdivisions biostratigraphiques.
Parallelement l’etude sedimentologique a precise les milieux
de sedimentation et l’&volution paleogeographique de ces se-
ries.
En Tunisie, trois sequence sedimentaires peuvent ainsi Etre
distinguees. La premiere du Jurassique terminal au Barremien
p-. p. est regressive. Elle correspond essentiellement a la mise
en place d’un complexe terrigene progradant de type deltaique
depuis le Nord du Sahara jusqu’en Tunisie centrale. Vers le
Nord, on passe ä des depöts marno-calcaires ou les recurren-
ces turbiditiques sont frequentes. Les deux sequences suivan-
tes datees du Barremo-Aptien sont transgressives puis regres-
sives.
En Tunisie Centrale et meridionale, les depöts sont carbo-
nates, terrigenes ou Evaporitiques de type plateforme. Plus au
Nord, ils sont relayes par des facıes carbonates a elements re-
cifaux puis par des marnes de mer ouverte. L’ensemble trans-
gressif du Cretace superieur debute dans l’Albien.
Larepartition des facies et des Epaisseurs de ces series est re-
gie par des facteurs structuraux auxquels s’associe le debut de
mouvements halocınetiques.
KURZFASSUNG
Die Unterkreide in Tunesien ist bemerkenswert durch ihre
große Mächtigkeit (bis 4000 m) und die Verschiedenartigkeit
der Sedimente. Diese Serien wurden in lithostratigraphischen
Einheiten unterteilt; reiche Ammoniten- und Foraminiferen-
funde erlaubten eine biostratigraphische Gliederung. Sedi-
mentologische Untersuchungen halfen die paläogeographi-
sche Entwicklung zu erhellen.
Man kann drei Sedimentations-Abfolgen unterscheiden:
Die erste Abfolge ist regressiv beginnend mit dem Ende des
Jura bis in das Barreme. Ein terrestrischer Komplex in Form
eines Deltas rückt nordwärts aus der Nord-Sahara bis nach
Mittel-Tunesien vor. Nach Norden zu folgen Mergel-Kalk-
Folgen mit häufigen Turbidit-Einschaltungen. Die beiden
nachfolgenden Sequenzen sind zunächst transgressiv, dann
wieder regressiv.
In Zentral- und Südtunesien handelt es sich meist um Kar-
bonate terrigene und z. T. evaporitische Ablagerungen vom
Plattformtyp. Nach Norden zu werden sie abgelöst durch
Riffgesteine und weiter anschließend durch Mergelsedimente
eines offenen Meeres. Die transgressive Folge, die bis in die
Oberkreide reicht, beginnt im Alb. Die Faziesverteilung und
die Mächtigkeiten dieser Serien stehen in Abhängigkeit von
tektonischen Großstrukturen, hinzu kommt der Beginn von
halokinetischen Bewegungen mit Bodenunruhen.
*) P. F. BUROLLET, Total - C. F. P., 3545 Quai A. Citroen,
F-75739 Paris Cedex 15; L. MEMMI, Departement de Geologie
(Service Geologique), 95 Av. Mohamed -V-, 1002 Tunis Belvede-
re, Tunisie; A. M’RABET, Laboratoire de Geologie, Facult& des
Sciences, Campus Universitaire, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie.
256
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Fig. 1: D’apres J. Marıe et al. 1980).
A = Argiles ä faune planctonique; B = Transition entre A et
C;C = Calcaire bioclastique subrecifal; D= Recif; E= Cal-
caire bioclastique dolomitise; F = Dolomie avec passees
d’anhydrite et de detritiques.
Liste des Localites: (1) Jebel Graouche; (2) Jebel Adissa; (3)
Coupe de Zeflana; (4) Jebel Ed Diss; (5) Coupe d’Oued Zar-
ga; (6) Jebel Goraa; (7) Jebel Ressas; (8) Jebel Oust; (9) Jebel
Rhazouane; (10) Khanguet el Hadjadj; (11) Coupe du Barrage
du Mellegue; (12) Jebel Bene Klab; (13) Jebel Rihane; (14) Je-
bel Cheid; (15) Jebel Zaghouan; (16) Jebel Ben Saidane; (17)
aa mama
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— TBNANETEIDIEINE REN
KSENENNENEN Se
MSII
Influence detritique
Axe N.S.
Jebel Mdeker; (18) Jebel Zaress; (19) Coupe de la Gara- Ha-
meima; (20) Jebel Serdj; (21) Jebel el Hamra; (22) Jebel Sem-
mama; (23) Jebel Chambi; (24) Jebel M’Rhila; (25) Jebel
Nara; (26) Jebel Sidi Khalif; (27) Jebel Kebar; (28) Jebel Sidi
Aich; (29) Jebel Boudinar; (30) Jebel Meloussi; (31) Jebel Bou
Hedma; (32) Jebel Orbata; (33) Coupe de Foum el Argoub;
(34) Jebel Tebaga de Medenine; (35) Jebel Merbah el Asfer;
(36) Dahar; (37) Jeffara; (38) Gabes; (39) Mole des Kerken-
nah; (40) Golfe de Hammamet; (41) Jebel Hallouf; (42) Jebel
Bargou; (43) Jebel Bou el Haneche; (44) Ouargha; (45) Lam-
pedusa.
1597
un
SI
INTRODUCTION
Le Cretace inferieur de Tunisie est remarquable par la puis-
sance de ses sediments et par ses variations de facies; faisant
suite ä des travaux de reconnaissance (PERVINQUIERE 1903, SO-
LiGnac 1927) etä des Etudes regionales (Castany 1951 et SAın-
FELD 1952), une classification lithostratigraphique a ete pro-
posee par BuroLLET (1956) et est couramment utilisee depuis.
Les progres de la paleontologie, en particulier dans le domaine
des Ammonites, des Foraminiferes, des Ostracodes et des
Tintinniens ont permis une subdivision biostratigraphique
fine (BismutH 1973, Memmı 1981, Saray 1980, etc.). Le deve-
loppement des analyses sedimentologiques a permis de preci-
ser les milieux de depöts (Fournıe et PacauD, 1973, M’RABET
1981) tandis que les forages pe£troliers etendaient les connais-
sances ä l’Est et au Sud des zones d’affleurements.
1. AIRES DESEDIMENTATION
Durant le Cretace inferieur la Tunisie est le siege d’un con-
flit entre les apports detritiques sahariens et les facies marins
ouverts tethysiens au Nord. A l’exception de la plate-forme
stable saharienne (Dahar et Jeffara), il s’agit d’une plate-forme
instable irregulierement subsidente s’abaissant vers un bassin
profond situe plus loin au Nord.
En Tunisie atlasique et orientale, c’est-ä-dire tout ce qui est
au Nord de Gabes on met en Evidence un certain nombre de
secteurs structuraux. Dans le sens Ouest-Est on distingue la
Tunisie occidentale, plus instable, de la Tunisie orientale plus
stable mais entierement masqu&e maintenant par les sediments
n&ogenes et quaternaires ou par les eaux de la Mer Pelagienne;
ä la limite des deux, une suture majeure dite Axe Nord-Sud,
formee probablement d’un ensemble de failles N. S. acciden-
tant le socle ante-triasique, a jou& en bourrelet et en butoir.
Dans le sens transversal, on distingue les unites suivantes du
Sud au Nord:
— Des sillons subsidents au niveau des Chotts et de Gafsa ä
l’Ouest, sous le Golfe de Gabes a l’Est.
— Une transversale moins subsidente au droit de la Tunisie
centrale ä ’Ouest et du möle des Kerkennah ä& l’Est; durant
l’Aptien et l’Albien inferieur, une large zone de ce secteur
etait &merg&e ä proximite et surtout & P’Est de ’AxeN. S.:
Pile de Kairouan.
— Au Nord, la plate-forme s’abaisse vers des bassins forte-
ment subsidents et plus profonds: sillon tunisien au N. O.
etGolfe de HammametauN. E.PlusauN. W., au-delä du
sillon tunisien, une ride se serait ebauchee ä certaines epo-
ques (Hairech), le separant des sillons telliens.
2. DESCRIPTION DES SERIES DU SUD AU NORD
2.1 Dans le sillon des Chotts et sur le Craton saha-
rien le passage Jurassique — Cretace se fait en continuite de
sedimentation. La serie purbecko-wealdienne ou formation
Asfer est constituee d’alternances de minces depöts marins et
de couches greso-argileuses subcontinentales. Busson (1972)
attribue le d&pöt de ces couches A des transgressions et des re-
gressions marines sur un pays extremement plat correspon-
dant ä un environnement de type deltaique.
Mince et greseuse au Sud, la serie montre vers le Nord, en
direction du promontoire du Tebaga, un enrichissement rela-
tif en carbonates.
Dans le sillon des Chotts, ces series ont &te recoupees par les
sondages p£troliers. M’RAsEr (1981) les compare aux forma-
tions Meloussi et Boudinar de Tunisie Centrale.
Au-dessus, apparait ä Bateun el Rezel (S. S. W. de Tata-
houine) une serie de sables, d’argiles rouges et vertes, de gres
grossiers ou formation Chenini. Busson (1972) pense que
cette serie serait en partie d’äge hauterivien. Il s’agit de depöts
fluvio-deltaiques accumules par des cours d’eau extremement
puissants. Ces conditions subaeriennes sont entrecoupees de
phases d’emersion et d’erosion.
Cette serie se biseaute vers le Nord et s’epaissit vers l’Ouest
en direction du Sahara. Recoupee par les sondages pe£troliers,
dans l’anticlinal des Chotts, cette serie comporte des calcaires
a Choffatella decipiens d’äge Barremien. M’Raser (1981)
compare cette serieä la formation Bou Hedma de Tunisie cen-
trale.
Dans la region du Tebaga de Medenine, des dolomies et des
calcaires dolomitiques ä nodules siliceux noirs de la «barre
carbonatee inferieure» (Busson, 1967) surmontent la forma-
tion Chenini. Ils ont livre une faune de Cylindroporella et Pa-
lorbitolina lenticularis de l’Aptien et correspondent & un fa-
cies a tendances lagunaires.
La presence d’un Albien d’epaisseur reduite est probable.
Vers le Nord «la barre carbonatee inferieure» s’Epaissit alors
que vers le Sud, äla latitude de Ghoumrassen elle s’enrichit en
quartz clastiques.
Sur le flanc Sud du Chott Fedjedj des marnes a passees gyp-
seuses etäintercalations calcaro-dolomitiques, avec une riche
faune du Gargasien, sont surmont£es par des gres grossiers ä
bois fossiles recouverts eux-m&mes par des alternances de cal-
caires parfois oolitiques, d’argiles et de marnes. Ces dernieres
couches ont fourni une riche faune d’Ammonites (Knemice-
ras aegyptiacum, K.douvillei, K. gracile) qui indiquent un äge
albien moyen ä superieur.
Au-dessus repose une barre carbonat£e constituee de bancs
durs et massifs de dolomies et de calcaires dolomitiques for-
mant une corniche. Cette serie correspond ä la barre albo-vra-
conienne connue vers l’Ouest, dans les regions sahariennes.
Certains nıveaux silicifies su sommet ont livre des Nerinees,
des Huitres et des Rudistes (Distefanella et Eoradiolites).
2.2 En Tunisie centrale, entre Gafsa, Kasserine et Kai-
rouan, la transition est progressive entre les facies meridio-
naux et les series marines du Nord. On verra donc progressi-
vement les unites lithostratigraphiques deltaiques ou inter-
mediaires faire place ä des termes argilo-calcaires comprehen-
sifs.
En fait, ’ensemble des formations du Cretace inferieur re-
presente une megasequence regressive accidentee de deux pul-
sations transgressives au Barremo-Aptien et a l’Aptien supe-
rieur, annongant la vaste invasıon marine de l’Albien supe-
rieur-Cenomanien.
Le passage Jurassique - Cretac€ -estcontinu; au-dessus des
carbonates massifs de la Formation Nara, les argiles de Sidi
Kralıf presentent des intercalations calcaires a Ammonites (et
a Calpionnelles ä la partie inferieure). La base est diachrone:
zone A Microcanthum (Tithonique superieur) au jebel Bou
Hedma, zone A Jacobi plus au Nord et de meme le sommet
appartiert au Tithonique terminal au Sud et la zoneä Boissieri
(Berriasien superieur) au jebel Sidi Kralif et plus au Nord.
Vers l’Ouest, le sondage petrolier Douleb 101 a traverse
une £paisse serie (2900 m) d’argiles silteuses de gres tres fins, ä
niveaux dolomitiques importants ou «formation des dolomies
du Douleb 101» (Fournie et Pacaup, 1973). Datee du Berria-
sien ä Valanginien par Nannofossiles et Palynoplanctonolo-
gie, cet ensemble representerait un equivalent plus carbonate
de la formation Sidi Kralif.
Au-dessus vıent la Formation Meloussi, avec des alternan-
ces de sables, d’argiles, de dolomies rousses et de gres bruns;
l’äge de la limite est variable correspondant ä la progression de
depöts detritiques de type deltaique du Sud au Nord: Berria-
sien superieur ä Valanginien au Sud, Hauterivien plus au
Nord, etc.
Dans la region de Gafsa et de Sidi Bou Zid, se developpe
au-dessus du Meloussi, une unite de sables fluviatiles genera-
lement blancs ä stratification entrecroisee, en barres d’accre-
tion laterale et en chenaux: c’est la Formation Boudinar d’äge
approximatif Hauterivien ä Barremien inferieur. Vers le
Nord, dans les facıes de front de delta, apparaissent des inter-
calations marines d’argiles et de dolomies; on passe alorsä une
Formation Meloussi «sensu lato» comme aux jebels Hallouf,
Mrhila, etc.
Les Formations Meloussi et Boudinar sont surmontees par
une serie de calcaires fins, de dolomies, d’&vaporites, d’argiles
bigarrees et de sables fins, dite Formation Bou Hedma definie
dans la region de Gafsa. Elle est datee par des Foraminiferes
benthiques qui lui conferent un äge Barr&mien (peut-£tre su-
perieur?) — Bedoulien p. p.
Delaregion des Chotts jusqu’aux environs de Sidi Bou Zid,
le milieu de depöt &voque un vaste estran («tidal flats») et des
sebkhas. Par contre, au jebel Mrhila, le Bou Hedma est rem-
place par la formation Mrhila: epaisses couches de marnes se-
parees par de fines intercalations de calcaires bioclastiques qui
supportent des dolomies massives. Les Foraminiferes benthi-
ques et les Algues vertes y abondent et indiquent un äge Be-
doulien. Le milieu de depöt est infralittoral et calme devenant
plus agite et a dominante carbonatee au sommet. Vers ’Ou-
est, on passe au jebel Chambi et dans le sondage Douleb 101, &
des dolomies ä bioclastes, des calcaires bioclastiques et ooliti-
ques. Cet &quivalent carbonate de la formation Bou Hedma
correspond ä un milieu inter-supratidal.
Sur le dernier banc dolomitique de la Formation Bou
Hedma ou ses &quivalents, repose la Formation Sidi Aich. Ce
sont des sables generalement fins ä tres fins, mais pouvant &tre
localement grossiers et de couleur rouge, A lie de vin. Ces sa-
bles admettent des passees d’argiles silteuses et des bancs car-
bonates. Ils s’etendent des Chotts jusqu’ä la region de Kasse-
rine et ont Et traverses par de nombreux forages du Sahel.
M’Raper (1981) leur attribue indirectement un äge Bedoulien
P&P-
Leur milieu de depöt peut Etre qualifie de marın peu pro-
fond. Dans la region de Sidi Bou Zid, les sables de coleur
rouge et localementä paleosols, refletent un milieu plutöt flu-
viatile ä subaerien.
Les Formations Orbata et Serdj sont deux unites essentiel-
lement carbonatees qui se relayent lateralement et qui repo-
sent souvent sans la moindre discordance sur les sables de Sidi
Aich.
La Formation Orbata est un ensemble de dolomies et de
calcaıres A Orbitolines, de carbonates lamines, avec des alter-
nances de marnes A huitres et de marnocalcaires; ä la partie
mediane, le sommet est soulign& par un niveau gr&seux repere.
Le membre superieur est repr&sente par des sequences mar-
no-calcaires surmont£es par des dolomies formant corniche.
Les termes inferieur et moyen ont fourni des Foraminiferes
benthiques qui permettent de les attribuer au Gargasien-
Clansayesien, alors que le sommet correspondrait peut-etre ä
l’Albien inferieur.
La Formation Orbata s’est deposee en milieu marin peu
profond et de faible Energie qui passe A une sedimentation
calme et lagunaire, au sommet du membre inferieur. La re-
prise marine se manifeste ä la base du membre moyen avec di-
minution de la profoundeur du milieu et arrivee des gres ma-
rins au sommet du membre moyen; lemembre superieur s’est
depose en milieu infratidal de faible Energie.
VersleN. E., au jebel Kebar, seul le membre inferieur de la
formation Orbata existe. I] est surmonte par une serie conti-
nentale ou formation Kebar (Kressieı, 1976). Elle est consti-
tuee A sa partie inferieure de conglomerats, d’argiles rouges,
de calcaires blancs ä Ostracodes et Characees et de dolomies.
Dans sa partie sup£rieure, elle englobe des argiles rouges,
des sables barioles, fins A grossiers et & paleosols. L’äge de la
Formation Kebar est deduit par encadrement et va du Garga-
sien superieur ä l’Albien inferieur. L’&mersion du secteur de
Sıdi Bou Zidä la fin du Gargasien moyen etend vers I’Ouest
l’ile de Kairouan ou manquent souvent les d&pöts posterieurs
a ’Hauterivien; il est difficile de dire sı elle &tait largement
&mergee avant ou si les couches correspondantes ont &te Ero-
dees.
Par contre, on sait qu’au Gargasien superieur (Clansayesı-
en) P’ile de Kairouan a servi de source de mat£riel greseux
transporte vers le Nord-Ouest, le Nord et le Nord-Est et in-
tercale lä dans les series argileuses pour donner la Formation
Hameima qui surmonte le Serdj ou s’intercale ä sa partie supe-
rieure.
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260
En effet, vers les zones externes, la Formation Orbata est
relayee par les calcaires du Serdj, bioclastiques, parfois reci-
faux (Rudistes, Polypiers, Orbitolines, Algues, etc.). Au je-
bel Serdj, Trarıı (1980) a distingue une Formation Hamada
surtout marneuse (Bedoulien ä Gargasien inferieur) et une
Formation Serdj montant jusqu’ ä la base de l’Albien: calcaıre
massif avec des passees terrigenes. Au nord du Serdj et au Bar-
gou Sepjı (1981) a montre que l’Albien est monte en trans-
gression aux flancs d’un bombement deja ebauche; des monti-
cules de boue assez remarquables, existent dans l’Albien, aux
Sebaa Koudiat, sur le flanc Ouest du Bargou. Au jebel EI
Hamra de Kasserine, au Chambi et au Mrhila des pulsations
ont cause des emersionsä differentes etapes du Gargasien et de
l’Albien (M’Rasger 1981).
L’Albien inferieur manque dans de nombreux secteurs de
Tunisie centrale; il n’y a continuite de sedimentation entre
Aptien et Albien superieur que dans le Sıllon de Gafsa et bien
entendu en Tunisie septentrionale.
La transgression de !’Albien moyen et surtout sup£rieur se
fait par des marnes fossiliferes avancees de la Formation Fah-
dene qui se developpe plus au Nord.
Les facies rencontres aux jebels Serdj et Bargou se rencont-
rent Jargement en Tunisie centrale au bord externe de la plate-
forme (Bou el Hanech par exemple avec les Formations Ha-
mada et Serdj bien characteris&es) eten Tunisie orientale, dans
de nombreux forages sous la Mer Pelagienne. Au Nord du je-
bel Bargou, les calcaires du Serdj passent lateralement ä des
gres marneux plus profonds qui sont decrits dans le chapitre
suivant.
2.3 Tunisie septentrionale
Dans le sillon tunisien et sous le Golfe de Hammamet, le
Cretace inferieur entier est a dominante marneuse ou argileu-
se, avec en general de tres fortes epaisseurs. Le long de l’Axe
N. S. et surtout ä l!’Est de celui-ci, les epaisseurs sont tres va-
riables et l’on connait de nombreuses lacunes ainsi que des se-
ries condensees. On aura donc une opposition tres nette entre
l’AxeN. S. et les sillons.
A la fin du Jurassique, les hauts fonds de Zaghouan voient
l’installation de recifs ä Polypiers, Rudistes et Algues se pour-
suivant jusqu’au Berriasien. Au Sud et & l’Ouest (jebel Oust,
Zaress, Bene Klab) predominent les calcaires micritiques A
Calpionnelles avec des intercalations marneuses, de facies Sidi
Kralif classıque.
Le Valanginien comporte des marnes schisteuses ä rares
bancs de calcaires marneux. On y recueille une riche faune
d’Ammonites pyriteuses et de Belemnites de la zone ä Per-
transiens. Ces couches supportent de puissantes alternances
de marnes, de lits de gres et de bancs de quartzites ayant livre
de rares Belemnites. Au sommet, des marnes ä concretions
ferrugineuses ont livr& Saynoceras verrucosum quiindique la
base du Valanginien superieur. Au-dessus, reposent des alter-
nances de marnes et de calcaires marneux ayant fourni Neo-
comites (Teschenites) callidiscus qui caracterise le Valanginien
superieur.
L’Hauterivien debute par des calcaires en bancs serres ou
«niveau A Oosterelles» (MEmMmı, 1969). De nombreuses esp£-
ces d’Oosterella y sont associees ä Breistrofferella castella-
nensis qui indique !’Hauterivien inferieur. Au-dessus repo-
sent des marnes ä rares calcaires ä debit esquilleux. Vers le
N. E., la sedimentation est plus calcaire et les Crioceratidae
de la zone ä Loryi abondent. Ces couches sont surmontees
par des marnes A petits bancs de calcaires marneux qui ont
livre des Ammonites des zones a Jeannoti et Nodosoplicatum
du sommet de l’Hauterivien inferieur. Au-dessus reposent
des marnes avec quelques bancs greseux au sommet. Elles ont
livre une riche faune pyriteuse qui indique les zones A Saynı et
Ligatus. L’Hauterivien se termine par une barre faisant res-
saut dans la topographie constituee d’alternances serrees de
marnes grises et de bancs de calcaires durs ä Balearites balea-
rıs et Psendothurmannia angulicostata.
Le Barremien debute par des alternances de marnes, de
bancs de calcaires et de calcaires marneux qui au jebel Ben Sai-
dane contiennent des Ammonites, des Echinides et des Bra-
chiopodes de la zone ä Caillaudi du Barremien inferieur.
Au-dessus s’observe une barre constituee de calcaires subli-
thographiques en gros bancs et de calcaires marneux gris qui
contiennent au sommet Hemihoplites ferandianum. Cette
barre repere qui ceinture les massifs jurassiques est surmontee
par des marnes ä minces horizons greseux et rares bancs de
calcaires greseux. Tres fossiliferes, les marnes contiennent des
Ammonites de la zone ä Astieri de la partie moyenne du Bar-
remien superieur. Des marnes avec quelques bancs de calcai-
res marneux les separent de nouvelles alternances de marnes et
de petits bancs greseux et calcaires qui ont livre Leptoceras
puzosianum, fossile de zone du Barremien superieur. Ces ni-
veaux sont remarquablement fossiliferes en divers points de
l’Atlas tunisien oriental et les faunes pyriteuses rappellent cel-
les du Barremien du Constantinois (jebel Ouach). Au som-
met, une barre de calcaires noirs en plaquettes bitumineux ä
patine blanche constitue un repere lithologique cartographi-
que entre Barremien et Aptien. On retrouve cette barre de cal-
caire en plaquettes jusque dans les regions de Beja et de Te-
boursouk vers l’Ouest.
L’Aptien debute par des marnes gris verdätres ä rares
bancs de calcaires marneux qui ont foumi Deshayesites des-
hayesi et Psenudohaploceras matheroni qui indiquent la zone ä
Deshayesi du Bedoulien.
Au-dessus reposent des alternances de marnes et de bancs
decimetriques de calcaires et de calcaires marneux.
Les marnes ont livre d’abondantes Ammonites pyriteuses
qui caracterisent la zone a Nisum du Gargasien inferieur. Au
sommet les marnes admettent de minces intercalations de cal-
caires greseux et de gres. Les fossiles rares caracterisent la
zone a Subnodosocostatum.
L’Albien comporte des alternances de marnes grises, de
calcaires parfois tachetes, de calcaires en plaquettes et de cal-
caires marneux. Les marnes ont livre des microfaunes de la
zone ä Ticinella roberti de l’Albien inferieur. Au-dessus, les
marnes contiennent des nodules de barytine fibroradiee et s’y
intercalent quelques bancs de calcaires rognoneux ou en pla-
quettes; les microfaunes correspondent ä la zone ä Rotalıpora
ticinensis subticinensis de l’Albien sup£rieur.
Elles sont surmontees par des calcaires en plaquettes bruns
ä minces lits marneux qui constituent un relief dans la topo-
graphie. Ces niveaux ont fourni Stoliczkaia dispar afrıcana du
Vraconien et correspondent au calcaire du Mouelha de
l’Ouest du sillon. On voit donc que dans le Nord de !’Atlas
orıental, le Cretace inferieur a un facıes de bassın ä l’Ouest de
l’AxeN. S.
ALBIEN
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APTIEN
BARREMIEN
NEOCOMIEN
°
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en Calcaires argileux
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DE CORRELATIONS
ETTEOLOGITQUES ET STRATIERAPHTQUES
DANSSEEREREITAGCE
DU NORD TUNISIEN
BUBORLEEE BISHER: STERNE
INFERIEUR Bjabel,Qusit
m
I
N
(BIELY,MEMMI et SALAJ
SEELE]
(Domaine oriental)
(BUSNARDO et MEMMI 1972)
HAUT.BARR.
Kef en Nsoura
1973 )
Serie condensee
d Enfidaville
[7
les echelles
ne sont pas
respectees
d'apres
Rouvier
modifie
19777
Dessin: SELMI Med Salah
262
A l’Est de l’Axe N. S. par contre, les series &o-cretacees
sont souvent reduites: absence complete A Hammam Zriba,
calcaires ä päte fine, tres minces a Hammam Jedidi. Aux jebels
Mdeker et Rhezala (Bırıy etal. 1973) le Bedoulien et le Garga-
sien sont condenses en un banc de calcaires glauconieux a con-
cretions phosphatees et croütes ferrugineuses. Au Khanguet
el Hadjadj, l’Aptien est greseux des la partie inferieure.
A l’Ouest, dans le sillon tunisien, on a un passage progres-
siv des facies de plate-forme aux facies profonds. En avant de
la plate-forme oü l’Aptien est recifal ou pararecifal, se deve-
loppent des hauts fonds, generalement sur des bombements
saliferes precoces avec des facies recifaux alors que la sedimen-
tation est argıleuse dans les secteurs environnants.
Au jebel Hameima et ä la Gara, les calcaires du Serdj sont
surmontes d’alternances argilo-greseuses (Formation Ha-
meima) puis de la Formation Fahdene argilo-calcaire.
A la base de celle-ci, des marnes ä gros bancs de calcaire
roux ont fourni une riche faune clansayesienne (BUROLLET
1956, BısmuTH 1973).
L’Albien inferieur, epais de pres de 300 metres, est argileux
avec une faune d’Ammonites deja signalee par PERVINQUIERE
(1903, 1907). L’Albien moyen est represente par les calcaires
plus ou moins argileux de l’Allam (Buroııe£r 1956), eux-me-
mes surmontes d’argiles et marnes fossiliferes a Ammonites,
Foraminiferes planctoniques et grosses Radiolaires (argiles
moyennes de Fahdene) avec ä la partie superieure des calcaires
noirs feuilletes ä patine claire: les calcaires du Mouelha; ces nı-
veaux correspondent ä l’Albien superieur et Vraconien et ils
montrent un net approfondissement du milieu, confirmant le
caractere transgressif rencontre en Tunisie centrale. La serie se
poursuit en continuite par les argiles superieures de Fahdene
(Cenomanien). On notera que les memes facies et unites sont
retrouves en forage au Nord de la plate-forme, ä l’Est de la
Tunisie, sous le Golfe de Hammamet et vers Lampedusa.
En allant vers le fond du Sillon Tunisien, les series s’epais-
sissent et la proportion de carbonates decroit. La formation
Serdj ayant disparu au Nord de Djerissa et de Slata, la coupe
du Kef-Mellegue montre une serie argileuse immense (1700
metres visible) du Cretace inferieur ou l’on distingue une par-
tie inferieure A minces lits greseux, un banc de calcaire dolo-
mitique roux, des argiles ä Deshayesites weissi (Bedoulien) &
leur base, de gros bancs massifs clansayesiens (calcaire du bar-
rage ä Acanthohoplites bigonreti), plus haut encore quelques
gros lits calcaires correspondant ä l’Allam (Albien moyen).
Plus au Nord encore sur la feuille de Ouargha, l’Aptien pre-
sente un facies profond, un peu siliceux.
Au Nord de la Medjerda, le Cretace inferieur n’est connu
que dans la coupe de Thuburnic. Ce sont des alternances de
marnes, de calcaires argileux et de jaspes dates du Berriasien
par Calpionelles ou en blocs exotiques dans les marnes seno-
niennes de l’Unite du Col de !’Adissa (Rouvıer, 1977). Quel-
ques lJambeaux d’Albien s’observent dans ’ensemble structu-
ral de l’Unite d’Ed Diss, coinces sous une Epaisse serie eocene.
Le monoclinal de Zeflana (N. E. de Bou Salem — ROUVIER
1977) comporte 1500 metres d’argilites et de gres surmontes
de 500 m d’alternances argilo-calcaires se terminant par une
corniche calcaire; cet ensemble puissantä rattacher ä la forma-
tion Sidi Kralif s. 1. comprend le Neocomien, le Barremien et
la majeure partie de l’Aptien. 250 metres d’argiles & lits gre-
seux d’abord puis & lits argilo-calcaires representent le Fah-
dene inferieur (Clansayesien et Albien inferieur). L’ensemble
se termine par trois barres calcaires separ&es par des marnes
(Fahdene moyen) ou l’on peut reconnaitre une analogie avec
les calcaires d’Allam et du Mouelha definis plus au Sud.
Dans la region de Tunis, l’Aptien essentiellement marneux
contient d’abondantes formes lisses qui temoignent d’un ap-
profondissement des le Gargasien inferieur.
Dans la zone des diapirs, le Cretace inferieur affleure dans
les structures injectees de Trias qui ont ete largement erod£es.
La serie d’Oued Zarga est complete (SaLaj et BAJanıK, 1972) et
remarquable par la reduction des Epaisseurs.
VersleS. W. au jebel Rihane, la sedimentation devient plus
calcaire des l’Aptien. On y observe deux niveaux d’une ving-
taine de metres de puissance ou calcaires de Sidi Brahim dates
du Gargasien superieur (BEN YAGous, 1978).
Dans ces calcaires de minces interlits marneux A nombreux
coprolites indiquent un milieu de depöt cötier.
Au S. W. du jebel Cheid (T. Darı, 1979) des le Bedoulien,
la presence de peuplementsä Palorbitolina lenticularis, Poly-
piers, Echinides, Gasteropodes et Ostraces annonce la pro-
ximite du domaine de la plate-forme externe.
Dans la region du Krib, au jebel Rhazouane affleure une
&paisse serie argileuse A niveaux de silts, de calcaires greseux &
Orbitolines et debris de Lamellibranches qui debuteraient des
le Barremien superieur.
Cette serie deposee en bassin ä apports detritiques impor-
tants A ere l’object au Clansayesien de conditions exception-
nelles pour permettre une tentative d’implanation recifale en
milieu ä forte influence terrigene (TratLı, 1980).
Dans l’axe du jebel Goraa, !’Albo-Aptien est epais (600 m)
et constitue de marnes ä nombreux bancs calcaires alors que
sur le flanc S les series s’amincissent et comportent des marnes
ä intercalations de bancs de gres et de niveaux ä Orbitolines ä
la base (Ben Hapj Arı, 1979).
Vers le Nord, au jebel Graouche (Nord de Mateur), ’Ap-
tien (10 m) et !’Albien (30 m) sont tres minces et comportent
de nombreuses intercalations calcaires; ces facıes sont lies ä
des montees halocinetiques precoces.
3. EVOLUTION SEDIMENTAIREETPALEOGEOGRAPHIQUE
Les donnees sedimentologiques geochimiques, diageneti-
ques et chronostratigraphiques recentes ont permis de distin-
guer trois sequences sedimentaires majeures et de definir leurs
milieux de sedimentation (FournIE et Pacaup 1973, M’RABET
1981).
A - La premiere megas&quence (Tithonique ä Barre-
mien basal) ä caractere regressif correspond ä une phase de
comblement des aires de depöt. Elle correspond ä la mise en
place d’un complexe deltaique qui a comble une Tunisie cen-
trale occupee par une plate-forme externe durant le Jurassique
superieur, relayee au Sud par une plate-forme littorale.
Le complexe deltaique se definit par trois milieux progra-
dants et assimiles successivement &:
un prodelta ä sedimentation argileuse (partie superieure de
la formation Sidi Kralif).
une plate-forme deltaique ä depöts argilo-sableux, mais ä
intercations carbonatees (Formation Meloussi).
une plaine fluviale A sables particulierement grossiers (For-
mation Boudinar).
Les apports argilo-quartzeux predominent dans le «Sillon
Tunisien» et les recurrences greseuses et turbiditiques sont
frequentes.
Parallelement se produit le soulevement relatif de certains
hauts-fonds (Chambi et Mrhila) dans la region de Kasserine et
du premier compartiment de l’ile de Kairouan qui peut &tre
consideree comme une manifestation de l’Axe Nord-Sud.
B - Ladeuxieme megas&quence (Barremien-Gargasien
inferieur ämoyen) est transgressive puis regressive. La plate-
forme interne de Tunisie centrale (Gafsa — Sidi Bou Zid) est
Pendroit ideal pour ressentir les nuances dans les pulsations
environnementales. Plus au Sud, en milieu & predominance
continentale ou, au Nord dans les facıes de marge et de bas-
sins, de subtiles variations relatives du niveau de la mer sont
plus delicates ä decrire.
a — Lors de P’episode transgressif, trois types de sedimenta-
tion cohabitent:
* Une sedimentation carbonatee-Evaporitique de milieu type
«tidal-flats» A sebkha dans la region des Chotts-Gafsa
(Formation Bou Hedma). VersleN. W. (jebel Sidi Aich) le
milieu est littoral ä depöts carbonates fins alors que dans la
zone de hauts fonds de la region de Kasserine, la formation
de Bou Hedma carbonatee correspond ä un depöt de milieu
supratidal. Au Mrhila se deposent des marno-calcaires in-
fralittoraux (formation de Mrhila) alors que l’ile de Kai-
rouan reste &mergee. En subsurface des calcaires massifs
ont ete recontres A ce niveau, A l’Ouest (Douleb) comme ä
l’Est (Mer Pelagienne).
Dans le Sillon Tunisien, la sedimentation est bathyale: argi-
E73
lites avec fines passees greseuses ou argilo-calcaires.
A PEst de l’Axe Nord-Sud, la subsidence est moindre et
Pon connait des niveaux condenses.
* Une sedimentation carbonat&e (formations Orbata - Serdj)
termine }’episode transgressif. Sur la zone des hauts-fonds
qui borde la plate-forme s’installent les recifs de la forma-
263
tion Serdj alors que l’ile de Kairouan annexe le secteur de
Sidi Bou Zid.
b — Au premier niveau transgressif succede en Tunisie cen-
trale l’episode greseux de Sidi Aich (Bedoulien): sedimenta-
tion littorale vers Gafsa alors qu’autour de P’ile de Kairouan,
les depöts sont plus grossiers, fluviatiles ou intermediaires,
remaniant des niveaux anterieurs (Boudinar par exemple).
Plus au Nord, la plate-forme externe voit des facies marins
ouverts a dominantes argileuse mais souvent riches en ele-
ments greseux que l’on retrouve jusque dans les sillons (For-
mations Hamada, Sidi Kralif superieure sensu lato, etc.).
C - La troisieme me&gas&quence est elle-m&me trans-
gressive puis regressive (Gargasien moyen — superieur ä Al-
bien moyen). Elle ne se separe en verite de la seconde qu’en
Tunisie centrale et orientale (sous le Golfe de Gabes).
Au centre, la transgression est marquee par des calcaires in-
fratidaux. On sait que de vastes superficies ont &t& envahies
par des apports detritiques ä ce moment sur les plates-formes
sahariennes (Algerie, Egypte, etc.). La regression se marque
par des niveaux sub-lagunaires du sommet de l’Orbata. Au
niveau du Chott Fedjedj, les apports greseux de l’Albien infe-
rieur marquent le maximum de la regression.
Sur denombreux hauts fonds (Kasserine, Serdj-Bargou) il y
a des emersions successives par pulsations, liees principale-
ment ä la halocınese.
L’ile de Kairouan est &mergee pendant tout le Gargasien et
l’Albien inferieur; des sables sont remanies et transportes par-
fois tres loin vers les sillons, par des chenaux ä travers les pla-
tes-formes carbonatees et sont la source des detritiques de la
Formation Hameima.
A l’Albien inferieur, les depöts continentaux et lacustres du
Kebar soulignent l’emersion de toute cette zone.
SouventauN. O.etauN. E. oü la sedimentation est restee
marine et continue, l’Albien inferieur occupe des d&pressions
et presente des facies euxiniques avec une richesse notable en
matiere organique.
D - Latransgression de l’Albien moyen et surtout
superieur marque le debut de la vaste megasequence du
Cretace sup£rieur; l’ensemble des hauts fonds est envahi, pro-
gressivement parfois. Cette phase qui atteindra son maximum
au Cenomanien superieur envahira pratiquement toutes les
regions sahariennes du Maroc ä [’Egypte.
4. CONCLUSIONS
Les facteurs structuraux ont une importance notable dans la
repartition des facies et des &paisseurs, associes au debut des
mouvements halocinetiques.
La plate-forme instable de Tunisie Centrale est le siege
d’opposition entre les apports clastiques sahariens au Sud-
Ouest et les facies marins ouverts au Nord-Ouest — L’axe
Nord-Sud joue un röle dominant ä la limite de la plate-forme
plus stable ou Bloc Pelagien.
Le facies de hauts-fonds et les reductions d’epaisseur y sont
frequents: installation de recifs des le Jurassique superieur et
jusqu’au Berriasien dans la partie septentrionale; soulevement
du compartiment oriental de l’ile de Kairouan & l’Hauterivi-
en-Barremien basal; Aptien condense centimetrique dans la
region d’Enfidaville.
Lasuture avec la plate-forme orientale est jalonnee de mani-
festations volcaniques: tuffs, diabases, spilites apparaissent en
Tunisie orientale ä l’A ptien et se poursuivent au cours du Cre-
tace superieur.
La zone des hauts fonds, en bordure de la plateforme insta-
ble, suggere un comportement plastique du substratum de
264
cette zone, probablement lie ä une activite diapirique non per-
gante du salifere triasique.
L’importance des extrusions saliferes diapiriques dans le
Nord-Ouest de la Tunisie atlasique doit£tre due au fait que les
series Jurassiques et cretacees du Sillon tunisien ne compor-
tent pas des masses calcaires considerables et ont donc permis
la mise en marche de l’halocinese des que la surcharge a et&
suffisante.
Ala fın du Cretace inferieur, desmouvements de surrection
sont suivis d’rosion, en particulier le long de l’Axe Nord-
Sud, !’Albien superieur repose en discordance sur des termes
plus anciens en denombreux points (BUROLLET, 1956, BıeLy et
al, 1973). A l’Est de l’axe Nord-Sud de frequentes zones hau-
tes sont particulierement chauves de sediments du Cretace
(M’RAgET 1981).
Au Sud, les mouvements de soulevement des l’Hauterivi-
en-Barremien du möle de Tebaga de Medenine (Busson, 1972)
ont permis ä la plate-forme saharıenne d’alimenter en materiel
detritique toute la Tunisie Centrale et jusqu’en Tunisie sep-
tentrionale oü les apports quartzo-detritiques envahissent ä
certaines periodes le bassin ä sedimentation de mer ouverte.
Les apports se sont estompes lorsque la plate-forme de Tu-
nisie Centrale a ete submergee au debut de l’Aptien superieur
annongant l’ensemble transgressif du Cretac& superieur qui
debute ä l’Albien.
En resum&, on voit que le developpement du Cretace infe-
rieur en Tunisie a &t€ determine par les facteurs suivants:
* Subsidence rapide d’une grande partie du pays, irreguliere
cependant au droit de la transversale de Kairouan et de cer-
tains hauts-fonds, et surtout le long de l’Axe N. S.
* Apports detritiques sahariens, progressant vers le Nord
jusqu’ ala base du Barremien avec une reprise au Bedoulien
et dans le Sud ä l’Albien inferieur.
* Etablissement d’une plate-forme carbonatee recifale ou
bioclastique en travers de la Tunisie centrale et orientale.
* Importance limitee des facteurs eustatiques, nets cependant
au Gargasien et surtout A l’Albien.
* Röle local essentiel des mouvements halocinetiques.
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| Zinn | To | 265-276 München, 1. juli 1983 ISSN 0373 - 9627
197
[on
0
Stratigraphic division of the Brazilian continental
margin and its paleogeographic significance
HARALDO ERWIN ASMUS & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS*)
With 5 text figures
NBSITRA@T:
The stratigraphy of the Brazilian Continental margin has
been known by surface mapping and by subsurface surveys.
The sedimentary column of almost all the basins were divided
into formal lithostratigraphic units (groups, formations, and
members), of incontestable operational value but not ade-
quate for regional studies aiming paleogeologic reconstruc-
tions. The use of an unique set of units pertaining to the se-
quence rank can be extended through the entire margin and
results in natural division that is more informative in terms of
tectosedimentary relationship and more adequate for paleo-
geologic reconstructions. From this point of view the sedi-
mentary column of the Brazilian continental margin can be
divided into four sedimentary sequences whose given names
are evocative of the dominant basinal environments in which
they were deposited:
Sequence of the Continent - (Donjoanian), mainly clastics
deposited in fluvial-lacustrine and eolian environments in tec-
tonically quiescence continental interior basins.
Sequence of the Lakes - (Bahian), clastics deposited in flu-
vial-deltaic-lacustrine environment in tectonically active rift-
type of basıns.
Sequence ofthe Gulf-(Alagoan), evaporites and associated
clastic sediments deposited in marine-restricted and transitio-
nal environments in relative quiescence tectonic conditions.
Sequence of the Sea (Albian to Recent), marine clastics and
carbonates of shelf and slope systems and carbonates of shal-
low platform systems, deposited in a progressively subsiding
margin.
Lower Cretaceous and Upper Cretaceous-Lower Tertiary
dominantly basaltic igneous rocks are intercalated in the stra-
tigraphic sections of some basıns. The sedimentary sequences
are related to the evolutionary stages that form the geologic
history of the Brazilian continental margin.
Particular situations in each one ofthese stages can be infer-
red from the distribution, facies characteristics, and tickness
variations of the sequences.
KURZFASSUNG
Die Kenntnisse der Stratigraphie des brasilianischen Kon-
tinentalrandes beruhen auf Kartierungen und Bohrungen.
Die Sediment-Abfolgen in fast allen Becken wurden zunächst
lithostratigraphisch eingeteilt (Gruppen, Formationen und
Schichtglieder); dies ist ein wichtiges lokales Arbeitshilfsmit-
tel, jedoch nicht ausreichend für palökologische Rekonstruk-
tionen.
Die Verwendung von einheitlichen Sequenzen, denen die
einzelnen Abfolgen zugeordnet werden, gestattet eine Be-
handlung des ganzen Kontinental-Randes. So lassen sich bes-
ser die tecto-sedimentären Beziehungen aufzeigen und geo-
*) H. E. Asmus, Universidade do Rio Grande, Departamento de
Geociencias, 96200 — Rio Grande - RS - Brazil; D. A. CamPos,
Departamento Nacional des Produgäo Mineral, Segäo de Paleon-
tologia, Av. Pasteur, 404 — 22290 — Rio de Janeiro - RJ - Brazil.
dynamische Rekonstruktionen durchführen. Unter diesem
Gesichtspunkt wurde die kretazische Sedimentabfolge des
brasilianischen Kontinentrandes in 4 Sequenzen eingeteilt;
namengebend war die Region mit der jeweils typischen Aus-
bildung.
1. Kontinentale Abfolge (Donjoanian); vorwiegend kla-
stisch, abgelagert im fluviatilen-limnischen oder äolischen
Milieu in kontinentalen Becken unter tektonischer Ruhe.
2. See-Abfolge (Bahian); klastische Ablagerungen in einem
fluviatilen-deltaischen tektonischer
„Rift“-Aktivität.
3. Abfolge eines Golfes (Alagoan); Evaporite und beglei-
tende klastische Sedimente abgelagert unter eingeschränkt
marinen Bedingungen bei relativer tektonischer Ruhe.
4. Marine Abfolge (Alb bis rezent); marine Klastika und
Karbonate eines Schelf- und Slope-Systems sowie einer
Bereich unter
266
AMAZONAS
MOUTH
CEARA
BARREIRINHAS MUNDAU
POTIGUAR
PERNAMBUCO
PARNAIBA }
PARAIBA
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ESPIRITO SANTO
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BRAZIL
FLORIANOPOLIS
Ss PELOTAS
7
SEQUENCE OF THE SEA
ED
SEQUENCE OF THE GULF
SEQUENCE OF THE LAKES
LernE SEQUENCE OF THE CONTINENT
vv
V VI MAGMATIC ROCKS
Fig. 1: Brazilian Mesozoic-Cenozoic basins and predominantly TG
Paleozoic interior basins. Columns represent the sedimen- TG
tary sequences in each one of the basins. Evaporites and as-
sociated sediments equivalent to the Sequence of the Gulf &
CRETACEOUS-TERTIARY BASINS
appear in the Parnaiba, Ararıpe and Säo Francisco interior
basıns. DOMINANTLY PALEOZOIC BASINS
flachen Karbonat-Plattform, unter fortschreitender Ab-
senkung.
In manchen Becken sind in der Unterkreide und in der
Oberkreide bis zum tieferen Tertiär basaltische Gesteine ein-
geschaltet. Die Sedimentfolgen stehen in Beziehung zu den
267
jeweiligen Entwicklungsstufen während der Ausbildung des
Brasilianischen Kontinental-Randes.
Sonderentwicklungen während dieser Stadien können aus
der Faziesverteilung und den Mächtigkeits-Schwankungen
abgelesen werden.
1. INTRODUCTION
Stratigraphic data of the Brazilian marginal basins (Fig. 1)
were derived from surface mapping and principally from sub-
surface surveys. These data were obtained in a succession of
phases closely related to the different stages of oil exploration
carried out by Petrobras, the Brazilian oil company. In an ini-
tial stage, before and during the 1950’s, most of the stratigra-
phic information was obtained by direct observation and des-
cription of outcrops in basins, such as Reconcavo, Potiguar,
Sergipe/Alagoas, Pernambuco/Paraiba and Almada (Fig. 1)
that lie partially in the emerged continent and are not entirely
covered by Cenozoic sediments. Later on, in the 1960’s and
1970’s, alarge number of wells-at present totalling about 500
-, drilled in the onshore and/or offshore portions of all the
marginal basins, improved substantially the stratigraphic
knowledge.
By combining the punctual stratigraphic data obtained by
drilling holes, with multichannel reflection seismic profiles —
distributed in a 300000 km network - it is possible to deli-
neate the spatial distribution of the main stratigraphic featu-
res. In addition, seismo-stratigraphic analyses permit to infer
that the tectono-sedimentary processes along the Brazilian
continental margin occurred in a systematic manner. As a
consequence they can be arranged in a succession of evolutio-
nary stages that are common to all the basins.
Although formal lithostratigraphic units (groups, forma-
tions and members), of incontestable operational value, had
been proposed for pratically each of the Brazilian marginal
basıns (PamrLona, 1969; SCHALLER, 1969; Asmus and others,
1971; SCHALLER and others, 1971; VıanAa and others, 1971;
SAMPAIO & NORTHFLEET, 1973), these units proved inadequate
for regional studies, mainly those dealing with paleogeologi-
cal reconstructions. A division into large rank stratigraphic
units, with clear genetic indications, that could be identified
along all the margin and could be effective for interoceanic
correlations would be obviously more adequate.
Alongallthe Brazilian margin, thick sedimantary prism oc-
curs continuously; only locally, in the site of interbasinal
highs, appear important sedimentary gaps and thinnings. This
sedimentary prism can be divided into discrete intervals of
large units, discriminated from each other by faciological in-
dications which, in turn, disclose the environment in which
they were deposited. Such a division has been shown helpful
for more accurate tectono-sedimentary analyses and for more
comprehensive regional paleogeographic and paleogeological
reconstructions.
2ISTRATIGRAL FIG DIVISION ©E THE BRAZILTAN MARGINATZBASINS
The history of the stratigraphic division of the Brazilian
marginal basins in major units or sequences, in the concept of
SILBERLING & ROBERTS, cited by Gary and others, 1973, (“a
geografically descrete succession of major rocks units that
were deposited under related environmental conditions”),
began in 1970 with a paper by Asmus & Ponte, published in
1973. These authors defined three non-formal units on the ba-
sis of their relative stratigraphic position and in accordance
with the inferred dominant environments in which they were
deposited: 1) Pre-Aptian continental sequence; 2) Aptian
middle evaporitic sequence; and 3) Upper Cretaceous-Recent
upper marine sequence.
Asmus (1975) and PontE & Asmus (1976; 1978) associated
the results of their own studies on the Brazilian marginal ba-
sins with general speculations of Dickinson (1974) and FALvEY
(1974) for Atlantic type of basıns. As a result, those authors
related the stratigraphic units of the division considered at
that time (1 - Jurassic fluvial-lacustrine basal sequence;
2-Pre-Aptian fluvial deltaic lacustrine lower sequence;
3 — Aptian evaporitic and transitional middle sequence; and
4 — Upper Cretaceous to Recent shallow platform and open
marine upper sequence) to regional tectonic features. Thus,
the sedimentary infilling of the basins could be linked to the
succession of tectonic environments that mark the evolutio-
nary processes of the Brazilian continental margin: pre-rift,
proto-oceanic, and oceanic.
In a subsequent step, Asmus (1979) gave to the sequences
names that are evocative of the main basinal environments in
which these units were deposited: Sequence ofthe Continent,
Sequence ofthe Lakes, Sequence ofthe Gulf, and Sequence of
the Sea (Fig. 2).
The present paper intends to propose in a formal way, a lı-
thostratigraphic division for the entire Brazilian continental
margın.
<<<<<
<<<<<<
v
Fig. 2: Stratigraphy of the Brazilian marginal basins. Columns represent the sedimentary sequences (C =
Continent; L = Lakes; G = Gulf; and $ = Sea) and their position in the stratigraphic column (] =
Donjoanian; K1 = Bahian; K2 = Alagoan; K3 = Albian to Maastrichtian; T = Tertiary; Q = Qua-
ternary) the curve to the right of the column represents the main periods of transgression (T) and
regression (R) that occured during the deposition of the Sequence of the Sea. v represents intercala-
ted magmatic rocks. The section to the right shows the distribution of different sequences in an
ideal profile of the continental margin.
3, DESCRIP MON OFTBESEQUENGCES
3.1 SEQUENCE OF THE CONTINENT
This sequence consists of reddish lutites with intercalations
of arkosic sandstones in its upper part, and fine to coarse grai-
ned sandstones in its upper part. The thickness of the se-
quence varies from 200 m to 500 m and its lithological charac-
teristics present a striking lateral persistence over large areas.
It is well exposed and studied in detail in the Reconcavo Basin
which is therefore considered the type-area for this unit. In
the Reconcavo Basin the entire sequence corresponds to the
Brotas Group that includes the Alianga Formation (lower ar-
gillaceous section) and the Sergi Formation (upper sandy sec-
tion). The Sequence ofthe Continent ıs also represented in the
Sergipe/Alagoas Basin through the Bananeiras (= Alianga)
and Serraria (= Sergi) formations. The Almada Basın is the
southernmost area in which this sequence has been recorded.
It appears there in an incomplete form since the lower argilla-
ceous section is lacking. The northernmost occurrence of the
sequence is not wellknown. GHIGNONE & NORTHFLEET (1977)
suggest that it extends northward as far as the present Potiguar
Basın. This suggestion is supported by remnants ofa wider di-
stribution preserved in small tectonic interior basins in the
northeastern part of Brazil (v. g., Araripe Basin). In the
east-west direction it extends as far as 400 km inland.
The Sequence of the Continent correlates with the homota-
xial units M’Vone (= Alianga = Bananeiras) and N’Dombe
(= Sergi = Serraria), in Western Africa. The distribution of
these units in the West African marginal basıns is similar to the
distribution of their correlative units along the Brazilian mar-
gin. In fact, in the Gabon Basin this sequence appears in its
complete form. But, to the south, in the Congo-Cabinda Ba-
sin, in the same way as in the Brazilian Almada Basın, only the
upper sandy section is present. From the Congo-Cabinda Ba-
sin to the south, analogously to the Espirito Santo Basin to
Pelotas Basin, in Brazil, there are no records of this sequence
(Asmus, 1975; PontE & Asmus, 1978).
On the basis of the facies changes and geographic distribu-
tion it is possible to infer that the depositional basin of this se-
quence was surrounded by extensive topographic highs.
These highs supplied terrigenous material that fed the deposi-
tional systems of the peripheral basins. Munne (1972) pointed
out that the reddish argillaceous and the sandstones resulted
from a conjugated system of interior lakes and braided stre-
ams. The time span in which this sequence was deposited can
be assigned as tectonically quiescent.
The Sequence of the Continent has been paleontologically
typified in its lower part by minute lacustrine ostracodes of
the Bisulcocypris pricei biozone. In addition to this species the
B. pricei biozone contains B. uninodosa and some forms of
Metacypris, Condona and Darwinula. The upper section is
characterized by the local occurrence of silicified wood refer-
red to as Dadoxylon benderi. These fossils cannot be correla-
ted with the standard international time stratigraphic column.
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270
3.2 SEQUENGE OETHE LAKES
The main lithology of this sequence includes an alternation
of sandstones and shales with local interpositions of thick
syntectonic conglomeratic wedges; secondarily, there are dis-
seminated thin limestone beds. The thickness of this sequence
varies widely from a few hundred meters to about 6000 m.
This sequence is present along almost all the Brazilian mar-
gın (Fig. 3); it has not been observed only in the Pelotas Ba-
sin. The areas of the marginal basins in which it occurs are
much better delineated than the underlying Sequence of the
Continent. This is because the sediments that form the Se-
quence of the Lakes are circumscribed in tectonic basins
bounded by normal faults. It has been deduced that this se-
quence was deposited syntectonically in rift type of basins
submitted to intense tectonic reactivations. This resulted in a
wide range of facies variations. Abandoned arms of these rift
type basıns are still present in Maraj6/ Amazonas Mouth, Säo
Luiz/Barreirinhas and Reconcavo basins. In the Reconcavo
Basın, the area in which the Sequence of the lakes occur repre-
sents the type-area for the sequence and the sedimentological
model for its deposition. GaMmA (Jr.) (1970) suggested a flu-
vial-deltaic lacustrine model for this sequence in the Recon-
cavo Basin. Based upon the analyses of surface and subsurface
data he identified the various facies that characterize such a
depositional environment. This same depositional model has
been extended to the Sequence of the Lakes in most of the
Brazilian marginal basins. Actually, only the Santos Basın de-
viates from the suggested model. There the rift type of basın
differs from the rifts observed ın the other segments of the
Brazilian margin, otherwise, sediments that are typical of the
Sequence of the Lakes do not occur in the Santos Basin. In the
corresponding stratigraphic position of this sequence appears
athın section (about 300 m) of weathered basalts locally over-
lain by reddish argillaceous sediments containing basalt
pebbles. This section is indicative of a predominantly sub-
aerial deposition.
Fossils found in this sequence are mainly non-marine ostra-
codes and pollen; secondarily appear molusks, fishes and rep-
tiles. A rich fauna of non-marine ostracodes includes as the
most important species, according to Vıana and others
(1971): Theriosynoecum varıetuberatum GREKOFF/KROM-
MELBEIN; Cypridea (Morininoides) candeiensis KROMMELBEIN,
Pracypridea brasiliensis KROMMELBEIN; Cypridea drome-
darins KROMMELBEIN; Cypridea salvadorensis KROMMELBEIN;
Petrobrasia marfinensis KROMMELBEIN; Coriacina coriacea
KROMMELBEIN; Cypridea (Sebastianites?) sostensis sostensis
KROMMELBEIN; Cypridea (Sebastianites) fida fida KrOMMEL-
BEIN.
Fossils, present in the Sequence of the Lakes are not ade-
quate to establish precise correlations with the standard time
stratigraphic column. Local stages (Rio da Serra, Aratu, Bu-
racica and Juquia) were defined on the basis of biostratigra-
phic zoning of the above mentioned ostracode fauna and pol-
len (SCHALLER, 1969; Vıana and others, 1971; Vıana, 1980).
Several authors, referred to by Ponte & Asmus (1978), indi-
cated possible correlations between the Brazilian Sequence of
the Lakes, mainly in Reconcavo and Sergipe/Alagoas basins,
and the Coccobeach Series, in the Gabon and Congo basıns
(West African continental margin), on the basis of the fossil
content and stratigraphic relationship.
3.3 SEQUENCE OF THE GULF
The dominant lithologies in the Sequence of the Gulf are
evaporites, mainly anhydrite and halıte. Locally, as in the
Santos and Sergipe/Alagoas basıns, potash and magnesium
soluble salts are present. In an associate form appear carbona-
tes, euxinic shales, sandstones and conglomerates.
In the eastern Brazilian continental margin this sequence is
distributed in a triangular shape whose base, extends for
600 km and coincides with the southern limit of the Säo Paulo
Plateau (Santos Basın). From there toward the north, the eva-
poritic triangular area narrows progressively until the Sergi-
pe/Alagoas Basin were the evaporitic interval terminates
(LEvDEN & Nunes, 1972; LeyDen and others, 1976). The
southern limit of the evaporites lies immediately to the north
ofatopographic-structural feature (Florianopolis Lineament)
(Fig. 3). This feature has been interpreted as the barrier res-
ponsible for the restriction in the evaporitic basin (LEYDEN &
Nunes, 1972; Asmus, 1975; LEvDEN and others, 1976; Kumar,
1979). Ther northern limit of the salt distribution lies to the
south of acrustal block, uplifted during and after the evapori-
tes deposition, which corresponds to the present Pernambu-
co/Paraiba Basın (Asmus & CarvALHo, 1978).
Diapirism and other halokinetic structures, having modi-
fied the original salt beds, hinder possible estimates of the
evaporites actual thickness (Fig. 3 and 4).
Various criteria, stratigraphic (FERNANDES, 1966), paleon-
tological (Vıana, 1980), geochemical and mineralogical
(WarpLaw & NicHors, 1972), and paleogeological (PONTE,
1971; LEYDEN & Nunts, 1972; LEvDEN and others, 1976) have
permitted to correlate the Sequence of the Gulf of the eastern
Brazilian margin with the evaporitic intervalthat occurs in the
West African continental margın.
In addition to the large evaporite occurrence in the eastern
Brazilian margin, time equivalent evaporites are present
offshore in the northern margin (Cearä Basin) and onshore in
the Parnaiba and Araripe basins (Fig. 1). Evaporites in the
northern Brazilian margin are cut by normal faults that deli-
neate rift type of basins. These rift basins characterize one of
the initial stages of the Brazilian margin evolution. In the ea-
stern area the Sequence of the Gulf is not particularly affected
by tectonism and the rift forming faults were active before the
evaporitic deposition.
The Sequence of the Gulf overlies older sequences or Pre-
cambrian basement rocks with a unconformity type of con-
tact.
The type area for this sequence is the area in which occur
this interval in the Sergipe/Alagoas Basın. In this basin the Se-
quence of the Gulf has been studied in great detail because of
its importance in terms of hydrocarbons, evaporites and sul-
phur deposits.
The first illustrated Brazilian fossil was a fish specimen
Rhacolepis collected in the Araripe Basin in sedimentary beds
included in what is now called Sequence of the Gulf. In fact
fishes are one of the best known fossils in this sequence. They
are represented by 18 species that have been found in Araripe,
Parnaiba and Reconcavo/Tucano basins. Other common fos-
sils present in the scanty paleontological assemblage of this
unit are non-marine ostracods and palinomorphs.
% Pz- ZN, KSIK3 Pa =SSS
a De =
Gr
[oe
4- ESPIRITO SANTO
5- SANTOS
Fig. 4: Geological and seismological cross sections. Faults are pre-Alagoan (Bahian, K1) in the eastern
segment of the margin (exemplified by section 4, Espirito Santo), and syn- and post-Alagoan (K2
and K3) in the northern segment (exemplified by sections 2-Barreirinhas and 3-Ceara Mundau).
3.4 SEQUENCE OF THE SEA
The Sequence of the Sea includes two sections or subse-
quences: the lower one, carbonatic, and the upper one, do-
minantly clastic (Fig. 2).
The carbonatic subsequence consists of calcarenites and
calcilutites. Oolitic and pisolitic textures are common in this
section. Laterally, in a landward direction the carbonates
grade to sandstones which in some places can be coarse grai-
ned; in an oceanward direction the carbonates grade to pelitic
sediments. The nature and distribution of these facies permit
to infer the depositional model as a shallow platform/slope
carbonate system with some clastic terrigenous contribution
by delta fan systems.
This subsequence is found along all the Brazilian continen-
tal margin except in the Pelotas Basin (Fig. 1, 3 and 4), where
theterrigenous sediments dominate the whole marine section,
and in the Reconcavo Basın.
The clastic marine subsequence consists of shales and sand-
stones. They were deposited contemporaneously from coas-
tal areas to deep waters, through a complex depositional sy-
stem which resulted in coastal, shelf, slope and rise facies. Se-
condarily this subsequence contains platform and shelf edge
carbonate facıes intercalated in or lain on the marine clastic
section. In some basins, such as Amazonas Mouth, Ceara and
Espirito Santo (Fig. 3), these carbonates can attaın consi-
derable ticknesses.
The upper terrigenous subsequence occurs continuously all
along the Brazilian margin (Fig. 1 and 3), including the Re-
concavo Basin where there is a narrow and thin local occur-
rence of marine shale.
PorTo & Dauzacker (1978) and PoNTE and others (1978)
recognized in the Sequence of the Sea a lower interval domi-
nantly transgressive and an upper interval dominantly regres-
sive. The transgressive phase corresponds to the late Ceno-
manian to Early Coniacıan transgression, as pointed out by
Asmus & Ponte (1973) in the Sergipe/Alagoas Basin, and by
REyMmENT and others (1975) in northern and western regions of
Africa. EsrreLLa-Braca and Derıa Favera (1978) identified
based upon seismo-stratigraphic interpretations in all the
Brazilian marginal basins, sedimentological subunits within
the Sequence of the Sea. These subunits are discriminated
from each other by geological discontinuities delineated by
continuous reflectors. According to these authors, the most
important discontinuities in the Brazilian margin coincide
with the main cycles of sea level changes defined by Vaıt and
others (1977).
The period of deposition of this sequence was marked by
tectonic quiescence and it is less affected by deep seated struc-
tural processes than the other underlain sequences. The only
exhibited structures are those of geostatic type, caused mainly
by gravitational sliding and growth faults.
Contrarely to the underlying sequences, the Sequence of
the Sea has a rıch folliliferous record of planctonic foraminife-
ra. Moreover, in the emerged areas of Sergipe/Alagoas, Reci-
fe/Joäo Pessoa and Potiguar basins, occur ammonoid faunas,
studied by several authors, mainly BEurLEn, K. (1967), BEUR-
LEN, G. (1967; 1968), REYMENT & Taıt (1972), and BENGTSON
(1977). These faunas have allowed good correlations with the
international timestratigraphic column.
4, STRATIGRAPHIC POSITION OF THE SEDIMENTARY SEQUENGCES
As cited in the previous section, the lack of marine forms in
the fossil assemblage of rocks that comprise most parts of the
sedimentary sequences (sequences of the Continent, Lakes,
and Gulf) do not permit precise stratigraphic correlations of
this part of the Brazilian continental margin with the interna-
tional time stratigraphic column. Consequently, this non-
marine section, by far the most intensively studied due to its
economic importance for oil exploration, has been referred to
by local stratigraphic names (Dom Joao, Rio da Serra, Aratu,
Buracica, Jiquia, and Alagoas), defined by Petrobras geolo-
gists (SCHALLER, 1969; Vıana and others, 1971). Recently,
Brıro & Camros (1982) analysed critically this division and
proposed the stages Donjoanian, Bahian and Alagoan. The
equivalence of the sedimentary sequences and the stratigra-
phic division of Brıro & Campos is, as follows: Sequence of
the Continent - Donjoanian; Sequence of the Lakes — Bahian
and Alagoan; Sequence of the Gulf — Alagoan.
Concerning the marine sedimentary rocks of the Sequence
of the Sea, which extend from the Upper Aptian onwards, itis
possible to establish good correspondence with the standard
column.
4.1 DONJOANIAN STAGE
The Alianga and Sergi formations that correspond to the
Sequence ofthe Continent are sometimes escribed to the Pur-
beckian Stage only because of its continental character. In the
Petrobras classification, the time span, in which these forma-
tions were deposited, have been called Brotas “Stage” or Dom
Joäo “Stage”. Brıro & Camros (1982) proposed the formal
name Donjoanian for the rocks deposited during this time in-
terval. This stage is represented by the sediments of Alianga
and Sergi formations in the Reconcavo Basin and by homo-
chronous sediments in other Brazilian basıns.
The fossils of the Bisulcocypris pricei biozone and Dadoxy-
lon benderi have been considered important for the definition
of the Donjoanian Stage. However, it is relevant to consider
that Pınro & Sancuinertı (1958) described B. pricei and
B. uninodosa from a localıty (Tabuleiro Redondo, Icö, State
of Pernambuco), that lies far away from the type-locality of
the stage. The time equivalence between the type locality and
the far fossiliferous site has not yet been confirmed.
Concerning the silicified trunks of D. benderi, Mussa
(1959) described this species based on a wood fragment sup-
posedly collected in the locality of Malhada dos Bois, near
Propriä, State of Sergipe. However, this provenance is doubt-
ful and must be treated with restrictions.
Summarizing, the fossil content of the Donjoanian stage as
well as the biozones of its possible fossils need a better defini-
tion. Studies have also to be done regarding the real stratigra-
phic position of the unit, whether in Upper Jurassic or in Lo-
wer Cretaceous.
4.2 BAHIAN STAGE
The stratigraphy of the Brazilian marginal basins has been
particularly studied in the Reconcavo Basin. In this basın, the
units that are now included in the Sequence ofthe Lakes have
been escribed to Neocomian or Wealden due to their conti-
nental characteristics.
Some geologists tend to consider a Reconcavo “Series” di-
vided into local “stages’”’ (Rio da Serra, Aratu, Buracica, and
Jiquia). According to this classification the chronus Rio da
Serra, Aratu, Buracica, and Jiquia, represent the time span in
which the above mentioned sediments were deposited.
Brıto & Campos (1982) reinstated the Bahian Stage, propo-
sed originally in 1870 by Harrr, as follow: “...for the
fresh-water beds at Bahia, I would propose the name Bahian
group.” Atthattime the term group had achrono-stratigrapic
meanıng.
According to Brıto & Camros (1982) all the sedimentary
beds between the top of the Sergi Formation and the bottom
of the Marizal Formation are included in the Bahian Stage.
Thus, the entire Sequence of the Lakes that occurs in the ea-
stern Brazilian margin, from Campos to Pernambuco/Paraiba
Basın, are related to this stage.
4.3 ALAGOAN STAGE
GARDNER (1849), after a field trip to the Araripe Basin, was
the first to record rocks of the Cretaceous System in Brazil.
Results of this trip were initially published in 1841 by Garn-
NER in collaboration with Acassız who studied Gardner’s fish
collection.
The rocks described by GArDNER are now included in what
is currently called Sequence of the Gulf. This Sequence com-
prises sediments in onshore and offshore basins. These sedi-
ments have been escribed to Aptian, a position that cannot be
confirmed due to the non-marine fossil content in the Se-
quence ofthe Gulf. Thus, several authors (v. g. Vıana and ot-
hers, 1971; PONTE & Asmus, 1978, Vıana, 1980) have applied
the name Alagoas to designate the time span in which the
above mentioned units were deposited.
Brıro & Camros (1982) proposed the name Alagoan Stage
for the rocks deposited in this time span. The area type, ac-
cording to the same authors, corresponds to the area in which
the Muribeca Formation, in the Sergipe/Alagoas Basin oc-
curs.
The Alagoan Stage includes sedimentary intervals situated
between the Bahian Stage on the bottom and the Upper Ap-
273
tian marine sediments in the top. Itlies probably in the middle
to upper part of the Lower Cretaceous. In the Brazilian mar-
gin in addition to the Sequence of the Gulf that occurs mainly
in the eastern segment, also the clastic sediments typically of
the Sequence of the Lakes, ın Barreirinhas, Ceara and Poti-
guar basins (northern margin) are placed in the Alagoan Stage.
4.4 APTIAN-ALBIAN TO TERTIARY
The sequence of the Sea is represented by sediments that
have an age range from Aptian-Albian up to Tertiary. These
sediments are marine and contain ammonoids, foraminifera
and other important groups of fossils that permit to establish
correlations with stages of the standard stratigraphic column.
This is particularly true forthe Cretaceous, whose fossils have
been studied since the last century. All the stages ofthe Creta-
ceous System above the Aptian are well definied in the Brazi-
lian marginal basins, mainly those of the northeastern region.
Based largely upon ammonoids the marine Cretaceous of
Brazil is subdivided in the following biozones:
Maastrichtian: Sphenodiscus — Pachydiscus biozone
Campanıan: Foraminifera biozones
Santonian: Foraminifera biozones
Coniacian: Prionocycloceras — Barroisiceras biozone
Up. Turonian: Subprionocyclus biozone
Md. Turonian: Benueites— Coilopoceras - Mammites
biozone
Lw. Turonian: Psendoaspidoceras — Vascoceras,
Inoceramus labiatus
Cenomanian: Kanabiceras, Acanthoceras, Stoliczkaia —
Graysonites biozones
Up. Albian: Mortoniceras — Elobiceras biozone
Md. Albıan: Oxytropidoceras biozone
Lw. Albian: Cheloniceras biozone
4.5 MAGMATIC ROCKS
Locally, interposed in the stratigraphic column, there are
magmatic rocks in the form of both intrusions and lava flows,
mainly basaltic and alkaline. They have an age range exten-
ding from Triassic up to Tertiary.
The greatest number of volcanic sites occur in the south-
eastern and southern areas. These are areas of the extensive
and thick basaltic lava flows in the interior Parana Basin
(Fig. 1) (130-105 M y.B.P.) that are synchronous with an
important volcanic activity in the southeastern margin (Santos
and Campos basins). Asmus & GuazeıLı (1981) interpreted
that basaltic rocks beneath the evaporites in the Santos Basin
and, in a lesser extent, in the Campos Basin are Lower Creta-
ceous lava flows upon Precambrian basement rocks rather
than true oceanic basement rocks. (Fig. 4-5).
In the southeastern area occurs also a great number of vol-
canic sites, with an age between 90-40 M y.B.P. Most of
these volcanic sites, both onshore and offshore are in the same
latitudes in which lie crustal fractures (lineaments).
DONJOANIAN
A
POTIGUAR
BASIN (?)
MARANHAO
BASIN
.
AFRQ-BRAZILIAN
BRAZIL ‚ AFRICA
p' /DEPRESSION
CONGO
PARANA BASIN
/
BASIN r
Z
V/
‚ vv
/ V ,
B / A A
E— 4
A =
vv/ +
v
FA Fe
4 4
+ Na
—ı Ir
INTERIOR BASINS WITH FLUVIO-LACUSTRINE
AND EOLIC DEPOSITIONAL ENVIRONMENTS
N INFERRED RIFT-VALLEY TYPE BASINS
VE.
v SITES OF VOLCANIC ACTIVITY
AL AGOAN
G ; 4 I 2
De
BRAZIL J
SAO PAULO
RIDGE
[>\
N
OCEANIC
CRUST
ar „17 —
ı ı EVAPORITES DEPOSITED
J
IN RESTRICTED GULF-LIKE BASINS
(FROM SERGIPE/ALAGOAS TO SANTOS) AND INTERIOR BASINS
(MARANHÄO, ‚ARARIPE, CEARA' (?))
CLASTIC FLUVIAL LACUSTRINE SEDIMENTS
DEPOSITED IN PERIPHERAL BASINS
INCIPIENT RIFTS OF CREVICE-TRANSCURRENT TYPE RESULTING
as FROM CRUSTAL EXTENSION IN THE SOUTHERN AREA
BAHIAN L
B N
N
\
BASINS
POTIGUAR =
N
Rifts of RECONCAVO/ TUCANO Y
sravion: Nyp8 SERGIPE /ALAGOAS
ALMADA v7
fl
a
Ritt of SANTOS y
orch-volconic type vi,
ey %
c e Ev vANV
H -—| V BA
L LN f
++ +7 m + m N X I c
— X 7 h
"ZV V.
sLı-
BASINS
BAHIA SUL
= Ritts of ESPIRITO SANTO
crevice type
CAMPOS
PERNAMBUCO/ PARAIBA
PELOTAS
Rift of
SANTOS
APTIAN - ALBIAN
orch-volconic type
D
AFRICA
BRAZIL
RIFTS OF CREVICE-TRANSCURRENT TYPE RESULTING FROM
THE LATERAL-DIVERGENT SEPARATION OF BRAZIL AND AFRICA
ALAGOAN EVAPORITIC BASINS
MID- ATLANTIC RIDGE
DISCUSSIONS, INFERENGESAND CONCLUSIONS
The sequences included in the stratigraphic column of the
Brazilian marginal basins conform the evolutionary stages of
the theoretical model used to explain the build up of an Atlan-
tic type of margin through rifting and drifting processes
(Fig. 5).
The Sequence of the Continent is associated to the pre-rift
stage, dominated by quiescent tectonie conditions. The Se-
quence of the Lakes is related to the rift-valley stage, defined
by an intense tectonic activity and by the fragmentation of the
continental crust. The Sequence of the Gulf resulted from the
first important sea ingressions in restricted elongated gulfs
that marked the proto-oceanic stage. The Sequence of the Sea
is associated with drifting processes accompanied by margin
subsidence and the consequent piling up of a thick sedimen-
tary prism.
Analyses of the distribution, thickness variations and facio-
logical changing of the sedimentary sequences allow the in-
terpretation of particular events for each of the stages that
comprise the general evolutionary model. 'Thus, observing
the way the Sequence of the Continent is distributed, it is pos-
sible to infer uplifted and subsided areas during Jurassic. Fa-
ciological variation in the Sequence of the Lakes combined
with the distribution of Early Cretaceous igneous rocks allow
the identification of different types of rift-valley basins. "The
limits of the main evaporitic basın, and the effect of the prin-
cipal tectonic episodes in the Sequence of the Gulf are useful
to reconstruct the initial evolutionary stages of the South At-
lantic. Thickness variations in the Sequence of the Sea indicate
areas with different relative subsidence. Moreover, seismo-
stratigraphic studies in this upper sequence allowed Esrr£ı-
LA-Braca & Derıa Favera (1978) to determine the main
transgressive and regressive cycles.
Based on these evidences and deductions it is possible to
draw paleogeological reconstructions at the time of deposi-
tion of each one of these sequences: Donjoanian, Bahian,
Alagoan, and Aptian-Albian (beginning of deposition of the
Sequence of the Sea).
The pre-rift stage marks the deposition of the Sequence of
the Continent (Fig. 5.A). During that time peripheral basins
were formed adjacently to uplifted areas (section A-A’). The
most proeminent of these positive areas were formed in the
southeastern part of Brazil (section B-B’) as a result of a sub-
crustal thermal anomaly (Asmus, 1981). This area was the site
of important volcanic activity whose main records date Early
Cretaceous and Late Creataceous to Early Tertiary.
The Bahian marks the formation of rift type of basins in two
different times, referred to as I (Fig. 5.B.I) and II
(Fig. 5. B. II). Based upon structural and stratigraphic charac-
teristics it is possible to identify two main types of rift like
structures: arch volcanic type (section C-C’) and crevice type
(section D-D’).
The deposition of evaporitic rocks (Sequence of the Gulf) in
an elongated gulf, in the eastern Brazilian margin, was the
most important event during Alagoan times (Fig. 5.C.) Eva-
poritic rocks were also deposited in interior basins in the
northeastern part of Brazil (Araripe, Cearä and Parnaiba ba-
sins). At that time only incipient faults had been developed in
the northern segment of the margin (section E-E’). These
faults, responsible for the build up of rift basins in the nort-
hern segment, are younger than the salt deposition.
Since it is thought that faulting in the northern segment was
caused by the initial drifting of Brazil and Africa, it is possible
to say, based entirely upon geological evidences, that the Ala-
goan evaporites, including those of the Säo Paulo Plateau
(Santos Basin), were deposited on continental crust (section
F-P').
Figure 5. D complements what was previously said with re-
spect to the age of rifting and consequently the age of the Se-
quence of the Lakes in the northern segment of the margin.
The faults in this segment cut the Alagoan salt and thus they
have been active atatime when the eastern margin was charac-
terized by tectonic quiescence.
The subsequent stages in the evolutionary history of the
Brazilian continental margin (oceanic stage) was characteri-
zed by tectonic quiescence and by the deposition of the Se-
quence of the Sea.
ACKNOWLEDGEMENTS
This work was supported by the Brazilian Conselho Nacional de
Pesquisas Cientificas e Tecnolögicas - CNPg. Ulrich Seeliger revie-
wed the text.
Fig. 5: Inferred paleogeographic and paleogeological configurations ofthe Brazilian continental margin in
its initial stages of evolution.
Donjoanian — The Sequence of the Continent was deposited in basins peripheral to uplifted
areas by fluvial-lacustrine and eolian processes.
Bahian - In most ofthe eastern margin the Sequence of the Lakes was deposited in fluvio-deltaic
lacustrine conditions; in the rift of arch volcanic type (Santos Basin) it has been inferred that sedi-
mentation occurred in dominantly subaerial conditions.
Alagoan - This time marks the deposition of the Sequence of the Gulf in the eastern margin and
ofthe Sequence of the Lakes in the northern margin. Thus, faulting in the northern area is younger
than faulting in the eastern margin.
Aptian - Albian - At this time, in most of the marginal basins began the deposition of the Se-
quence of the Sea. This sequence was deposited in a shallow carbonatic platform at first and in an
open marine environment afterwards. Faulting continued till the Late Cretaceous (K3) in some
sectors (Barreirinhas Basin) of the northern margin.
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München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
The Brazilian Cretaceous
IGNACIO MACHADO BRITO & DIOGENES de ALMEIDA CAMPOS*)
With 1 text figure and 1 plate
ABSTRACT
The Cretaceous is one of the best known systems in Brazil,
being very well represented in the basins of the Northeast, on
the continental shelf and covering the large palaeozoic basıns.
The system is presented in its most complete form on the
coastal and interior basins of the Northeast, since the Jura-
Cretaceous transition until the Maastrichtian-Tertiary.
It can be divided into four phases: continental or prerift, la-
custrine or rift, transitional or saline, and marine.
Owing to the impossibility of correlating the three first
phases with the international stratigraphic column, we here
propose to them local stages which could also be identified on
the African Atlantic coastal basins: Donjoanian, Bahian and
Alagoan.
The marine phase can be recognized since the Upper Aptian
and it is almost perfectly correlated to the standard geological
column.
KURZFASSUNG
Die Kreide ist eines der bestuntersuchten Systeme in Brasi-
lien; sie ist verbreitet in den Becken Nordost-Brasiliens und
auf dem Schelf. Am vollständigsten ist sie vertreten von der
Jura/Kreide-Grenze bis zur Maastricht/Tertiär-Grenze in
den Küstenbecken und den im Landesinnern gelegenen Bek-
ken die Nordost-Brasilien repräsentieren. Man kann 4 Phasen
unterscheiden: ‚‚Kontinental oder prärifting, Binnensee oder
„rifting“, Übergangsphase oder brackisch-salinar und voll-
marine Phase. Da die ersten 3 Phasen nicht international zu
korrelieren sind, werden 3 lokale Einheiten benannt und defi-
niert, die sich auch in den westafrikanischen atlantischen Kü-
stenbecken erkennen lassen: Donjoanian, Bahian und Alago-
an. Die vollmarine Phase setzt mit dem Ober-Apt ein und ist
bereits sehr gut mit dem internationalen Standard korreliert.
INTRODUCTION
The first geologists to recognize Cretaceous terrains in Bra-
zil faced initially a problem of classification. Subsequently, a
comparison was made to European stages, or even to North
American ones, taking into consideration the fossil content
was made easy by fossil comparisons, which later turned out
to be correct within some limits, however, when continental
units with endemic fossils were considered, the situation be-
came enormously complicated. At first these designations
were tentatively identified by European standards applied to
local continental names such as Purbeckian and Wealden. La-
ter, local names were used. So appeared the famous “series”
which at first were applied exclusively with a chronostratigra-
phic connotation. Soon, however, that connotation was lost,
and the “series”’ were then utilized as lithostratigraphic units.
*) I. M. BRITO, Instituto de Geociencias UFRJ, C.C.M.N., 21910
Rio de Janeiro, Ilha do Fundäo, Brazil; D. A. CAMmPOS, Departa-
mento Nacional de Producäo Mineral, Segäo Paleont., Av. Pa-
steur 404, 22290 Rio de Janeiro, Brazil.
The interest on the stratigraphy of the Brazilian sedimen-
tary basins was increased with the beginnings of oil research,
made initially by Conselho Nacional do Petröleo and later by
PETROBRAS (the Brazilian government oil company).
None the less the orientation followed by Petrobräs was to
remake the stratigraphic classification based almost exclusi-
vely on lithostratigraphic units — the formations. Later extre-
mely important advances were made based on the utilization
of biostratigraphic and chronostratigraphic units - the biozo-
nes and the chronozones.
The right way for a solution to the problem of classifying
the Brazilian Cretaceous lies on the utilization of the time fac-
tor, and a precise description of the stages, following a com-
parison to their type sections. The chronozones that cannot
be compared must be defined and receive local, formal deno-
minations.
We are much indebted to Mr. Espedito Cordeiro da Silva for trans-
lating our text to English language.
278
THE BRAZILIAN CRETACEOUS
There is no doubt that the Cretaceous is one of the best
known geological periods in Brazil, being well represented at
the basıns of the Northeast, in the continental shelf and even
in areas of the great paleozoic basıns.
The Cretaceous was first recognized in this country by GE-
ORGE GARDNER, after his trip to Chapada do Araripe in 1838,
and whose results were initially published with Louis Acas-
sız’s in 1841. The latter author studied the fish collections
made by the former who mentions “he immediately, from
their zoological characters alone pronounced them to belong
to the Chalk Series’ (GARDNER, 1849, p. 159). Before this pa-
laeontological observation, GARDNER (op. cit., p. 155) makes
comments on the layers showing nodules of fossil fishes, sta-
ting that “the circumstance that first led me to suspect this
rock belonged to the Chalk Formation was an immense ac-
cumulation of flints and septaria similar to those of the Chalk
of England, which I found on the activity oftherange duringa
journey made along its base to the north of Crato””.
THE BRAZILIAN CRETACEOUS
FORTALEZA
(NORTHEAST)
GEOLOGICAL BASINS
4 - POTIGUAR
2- PERNAMBUCO- PARAIBA
3- SERGIPE -ALAGOAS
4- JATOBA’
5- TUCANO
6- RECÖNCAVO
7- SOUTH RECÖNCAVO
8- ALMADA
9- ARARIPE
wem POST- ALAGOAN
Di ALAGOAN
SS DONJOANIAN
HarTT (1870, p. 555) discusses the occurrence of Creta-
ceous formations in Brazil, stating that “the cretaceous rocks
of Brazil are unknown on the coast south of the Abrolhos,
which islands I believe to be outliers of this formation. Pro-
perly speaking the Cretaceous deposits begin a few miles
south of the Bay of Bahia, and occur at intervals along the co-
ast northward, occupying, at least in several instances, sepa-
rate basins, some of which are fresh-water. We find Cretace-
ous rocks in Bahia, Sergipe, Alagöas, Pernambuco, Parahyba
do Norte, Cearä, and Piauhy””.
In a little more that a hundred years of studies, a great deal
of scientific work has been made on the Brazilian Creatace-
ous.
Although the occurrence of Cretaceous fossils in the Ama-
zon Region has been quoted since last century, there are no
records of sediments from that region, that could undoub-
tedly be attributed to the Cretaceous. With no fossil evidence
whatsoever, the rocks from the Takutu Formation, Territory
of Roraima, are attributed to the system, as well as those from
Acre Group, in the northwest part of the State of Acre. In the
Amazon Basın there are some layers currently designated Al-
ter do Chäo, which have been at least partly attributed to the
Cretaceous and which bear stronger palaeontological evi-
dence such as teeth, which have been assigned to theropod di-
nosaurs; however, the teeth could also be considered as be-
longing to sebecosuchian crocodilians, in which case they
would not necessarily indicate the Cretaceous period, since
those reptiles can also be found in the South American Ter-
tary.
In the State of Mato Grosso the Brazilian geological litera-
ture has traditionally shown the Parecis Formation as being
Cretaceous, based on a poor study of its fossil woods, which
has never been reviewed. The woods were collected in Serre
do Norte, in the first quarter of this century. They can have an
age varying from Permian to Tertiary.
In the Parana Basin there are two formations covering the
basalt, and which have been attributed to the Cretaceous. The
lowermost — Caiuä Formation — shows, as fossil evidence,
tracks belonging to tetrapod, which can only be considered as
Mesozoic. On the other hand, the superior layer — Bauru
Formation (including the Überaba facies) - shows a varied
reptilian fauna, including saurischian dinosaurs, mesosuchian
and sebecosuchian crocodilians, pleurodire turtles and igu-
anid lizards, as well as anuran amphibians, fish, bivalves and
carophyte algae. This fauna suggests the Cretaceous, al-
though its endemic character cannot indicate precisely any
stage; nevertheless it has traditionally been considered Seno-
nian.
In the coastal and interior basins of the Brazilian Northeast
the Cretaceous is shown in its most complete form, since the
Jura-Cretaceous transition up to the topmost layers of the
Maastrichtian. It is the only record of geological times indica-
ting the opening of the South Atlantic Ocean, comprising se-
diments from the Potiguar, Pernambuco-Paraiba, Sergi-
pe-Alagoas, Recöncavo-Tucano-Jatobä, Almada and Araripe
basins, as well as those from the small northeastern basins. As
part of the same cycle of geological events are the basins from
the continental margin (which will not be discussed here) and
the Cretaceous continental deposits from Parnaiba and Säo
Francisco basins.
279
The succession of events thattook place since the Jura-Cre-
taceous transition until the Lower Tertiary can be divided in
four phases, recognizable from their deposition environ-
ments: continental, lacustrine, saline and marine. Palaeonto-
logical evidence confirms this subdivision.
The first three phases will be discussed here as the “Brazi-
lian Lower Cretaceous”, and the last, starting at the top ofthe
Aptian, will be briefly considered as the “Marine Cretace-
Er
oOUus .
Itapecuru (Parnaiba basın), Urucuia (Säo Francisco basin)
and Fxu (Araripe basin) formations represent sediments from
continental environments and show some difficulty of corre-
lation; only their lower age has been determined.
THE LOWER CRETACEOUS IN BRAZIL
The geocratic conditions initiated at the end of the Palaeo-
zoic Era and accentuated during the Triassic, were modified
by the end of the Jurassic and at the beginning of the Creta-
ceous, culminating with the separation of the South American
and African plates and allowing a penetration of the sea, since
the Aptian.
Before that event took place, however, the Northeast of
Brazil underwent various phases which are also in its corres-
ponding equivalent basins from Western Africa.
The continental, lacustrine and transition phases, with ab-
undant non-marine ostracods, have tentatively been correla-
ted tothe Wealden or Neocomian, but truly they do not show
condition for comparison with the international stages of the
Cretaceous described in France or Switzerland, which are ba-
sed on a marine fauna. Moreover they have a thickness of ap-
proximately 6,000 metres, which is well above the total Cre-
taceous stages below the Albian in their type localities, and
which could represent a much greater deposition time span.
The continental phase (pre-rift) is represented by the sedi-
ments from the Bananeiras and Serraria formations (Sergi-
pe-Alagoas Basin), Alianga and Sergi formations (Recönca-
vo-Tucano-Jatobä Basın) and by the Brejo Santo Formation
(Araripe Basin). These formations have been attributed to the
Purbeckian Stage, owing exclusively to their Continental cha-
racteristics. The lack of marine fossils does not allow an exact
correlation with the standard stratigraphic column, and there-
fore the geologists of Petrobräs, have designated Brotas or
Dom Joao stage the time interval when those sediments were
deposited. We here propose that, formally, this time interval
be denominated Donjoanian Stage, with its type area being
represented by the sediments from the Alianga and Sergi for-
mations, in the area of the Dom Joäo oil field, at the Recön-
cavo.
The lacustrine phase (rift) is represented by the sediments
from the Pastos Bons Formation (Barreirinha and Parnaiba
basıns), Corda Formation (Parnaiba Basin), Cabo Formation
(Pernambuco-Paraiba Basin), Coruripe Subgroup (Sergi-
pe-Alagoas Basın), Bahia Group (Recöncavo-Tucano-Jatobä
and Almada basins), Missäo Velha Formation (Araripe Basin)
and Areado Formation (Sao Francisco Basın). These forma-
tions have been attributed to the Neocomian or Wealden,
owing to their continental characteristics. The existing fossils
280
do not allow an exact correlation with the marine stages ofthe
Lower Creataceous from the standard stratigraphic column.
Some geologists have utilized a Recöncavo Series with the
Dom Joäo (already discussed above), Rio da Serra, Aratu,
Buracica, Jiquiä and Alagoas stages. The Rio da Serra, Aratu,
Buracica and Jiquiä stages represent the time interval in which
the mentioned sediments were deposited during that phase.
We here propose that this time interval be formally denomi-
nated Bahian Stage, with its type area represented by all layers
that were deposited between the top of the Sergi Formation
and the base of the Marızal Formation, at the Recöncavo-Tu-
cano Basın.
The saline phase is represented by the sediments from the
Codö and Grajaüu formations (Parnaiba Basin), Muribeca
Formation (Sergipe-Alagoas Basin), Marizal and Taipu-Mi-
rım formations (Recöncavo-Tucano-Jatoba Basin) and the
Santana Formation, except its upper part (Araripe Basın).
These formations have been attributed to the Aptian, but the
existing fossils do not allow a perfect correlation to the marine
sediments from the Aptian type area. Various authors have,
therefore, utilized the local denomination Alagoas stage to
designate the time interval that those units were deposited.
We here propose the formal designation Alagoan Stage for
that time interval, with its type area corresponding to the oc-
currence of the Muribeca Formation, in the Sergipe-Alagoas
Basın.
THE DONJOANIAN STAGE
The oldest fossiliferous layers from the mesozoic continen-
tal sequence in the Brazilian continental basins and the We-
stern African coast are constituted mainly of shales and red
siltstones overlayered by sandstone which are practically bar-
ren, represented in Brazil by the Alianga and Sergi forma-
tions, in the Recöncavo-Tucano-Jatobä Basin, and their equi-
valents: Bananeiras and Serraria formations in the Sergi-
pe-Alagoas Basın, Brejo Santo Formation in the Ararıpe Ba-
sin, and also the Agoula, M’Vonne and N’Dombo formations
in the Gabon Basın.
These formations are separated from the oldest and the ne-
west by uncorformities which are said to be palaeontologi-
cally characterized: in their lowest part, by lacustrine ostra-
cods of very reduced size, belonging to the Bisulcocypris pricei
biozone, also represented by other fossils such as B. unino-
dosa and some forms of Metacypris, Candona and Darwinu-
la. Inthe uppermost part ofthe sequence, which is sandy and
almost barren, are found locally silicified tree stems attributed
to Dadoxylon benderi.
SCHALLER (1969, p. 76) suggested the designation “Brotas
stage” to the sequence. This name has been better known in
the lithostragraphic nomenclature of Bahia than the chrono-
stratigraphic nomenclature. The author also discusses that the
Brotas stage corresponds to a badly defined part of the Upper
Jurassic which owing to the lack of marine fossils, cannot
establish an exact correlation to the international chronostra-
tigraphic column.
Still according to SCHALLER (op. cit.) the sediments from the
Brotas stage are recognized in the Recöncavo-Tucano-Jatobä
Basın (Alianga and Sergi formations), Sergipe-Alagoas Basin
(Bananeiras, Serraria and Candeeiro formations), Araripe Ba-
sin (Missäo Velha Formation) and in Africa by the sediments
pre-Cocobeach in the Gabon Basın.
Vıana et alıi (1971) replace the name Brotas stage by the de-
signation Dom Joä0, a name taken from an oil field located in
the northwest of Todos os Santos Bay, approximately 4 km
northeast of Sao Francisco do Conde in the State of Bahia.
In a short description made by Vıana (1980, p. 833), this
author states that “the sediments belonging to this stage com-
prise the oldest fossiliferous layers of the continental sequen-
ce, and are considered to be of Upper Jurassic age. They are
represented by an association of lacustrine ostracods where
Bisulcocypris and ‘Metacypris’ are predominant; the two spe-
cies show abnormally reduced dimensions. Side by side with
B. pricei, the major fossil guide, is found Darwinnla cf.
D. oblonga (ROEMER), of normal dimensions and reasonably
frequent; Conchostraca, fish remains are also found and, in
the uppermost part ofthe stage, where microfossils are almost
non-existant, are found silicified tree stems of Dadoxylon
benderi in certain areas, within a thick sandstone layer”.
Asto the fossil guides, which are said to be important in the
Donjoanian Stage, wo have the following comments:
Pınto and SanGumerti (1958) have described Bisulcocypris
pricei and B. uninodosa from terrains which are said to be-
long to the Upper Jurassic of Pernambuco from a locality cal-
led Taboleiro Redondo, which is approximately 7 km from
Icö, municipality of Petroländia, and therefore from an area
very far away from the stage’s type locality, its precise chro-
nologic equivalent must be discussed and investigated.
As to the fossil tree stems found in the superior part of the
sequence, and attributed to Dadoxylon bender:, we remind
that Mussa (1959) described the species based on a stem frag-
ment which is said to have been collected in the neighbour-
hood of Malhada dos Bois, on the road to Propriä, in the State
of Sergipe; those terrains were attributed to the Japoatä For-
mation at that time.
That fossils locality seems to us rather doubtful. Other stu-
dies on the anatomy of the fossil woods from that region and
other mapped localities such as Sergi Formation and its chro-
no- or lithostratigraphic equivalents, have not yet been un-
dertaken.
The palaeontological content from the Donjoanian Stage
still needs a better definition, as well as the acrozones of its
possible fossils. The same is true of the position of the unit
within the Upper Jurassic or Cretaceous.
THE BAHIAN STAGE
The Bahian Stage was proposed by Harrr (1870, p. 556) as
Bahian Group: “for the fresh-water beds at Bahia, I would
propose the name Bahian group”. We would remind the rea-
der that the term group had a chronostratigraphic connota-
tion at that time.
As to the age, environment and palaeontology of the area
considered as type in the present paper, Harrr (1870, p. 555)
states that “the fossil mollusks of the fresh-water beds of the
Bahia Basin have a very strong wealden look, but they are as-
sociated with teleostian fishes and other remains, which are
certainly cretaceous. They evidently belong low down in the
series, and they may represent the Neocomien”.
SCHALLER (1969, p. 76) presented a subdivision of the ter-
rains overlaying the ““Brotas stage” into Santo Amaro, Ilhas,
Säo Sebastiao e Jiquiä stages. The first would be constituted
by the Cypridea ambigna and Cypridea (Morininoides) can-
deiensis biozones; the second by the Cypridea (Morinina) bi-
bullata, Paracypridea obovata and P. brasiliensis biozones;
the Säo Sebastiäo stage is characterized by the Cyypridea (Se-
bastianites) fida-Petrobrasia marfinensis biozone; the Jiquiä
stage by the Candona ?centroimpressa and Cyprideis ?rugosa
biozone. These chronogeological units are overlayered by the
Alagoas stage.
VıanA et aliı (1971) replaced the denominations Santo
Amaro, Ilhas, Säo Sebastiäo by Rio da Serra, Aratu and Bura-
cica.
Vıana (1980, p. 834) summarizes the four stages of the
“rift” stage with its palaeontological zones.
The non-marine terrains located above those of the Don-
joanian Stage and below the Alagoan Stage will be included in
the Bahian Stage; they are both separated by clear-cut uncon-
formities. They belong to the Bahia Group, in the sense given
by Bkıro (1979, p. 67), together with their equivalents al-
‘ready described in the lacustrine phase, as well as the forma-
tions belonging to the Cocobeach Group from Gabon and
tehir equivalents.
Its most typical fossils are ostracods, pollen, and also mol-
lusks, fish and reptiles. The ostracods and pollen are distribu-
ted in various zones which have already been grouped in “sta-
ges’, according to SCHALLER (1969), Vıana et alıı (1971) and
Vıana (1980).
THE ALAGOAN STAGE
SCHALLER (1969, p. 77) observed that the name Alagoas,
proposed by Branner to designate the section of betuminous
shales that occur along the coast of the state of Alagoas, was
being utilized to designate perforated sediments in the south
of Bahia and north of Espirito Santo states. He proposed the-
refore that the name should be abandoned from the lithostra-
tigraphic nomenclature and formally included in the strati-
graphie column as the Alagoas stage.
SCHALLER (Op. cit., p. 79) still mentions that the Alagoas
stage includes sediments from the base of the Riachuelo For-
mation, from which he called Muribeca and Ponta Verde, also
including strata from the superior part of the Coqueiro Seco
Formation.
The chronostratigraphic unit in question would be under-
laying the Aptian and overlaying what has been designated the
Jiquiä Stage, which would include the upper Aptian in its up-
per part, with a marine facies containing a scanty ammonoid
fauna, foraminifera and nannofossils.
Vıana (1980, p. 835) states that the Alagoas stage is strati-
graphically equivalent to the Aptian, being a thick sedimen-
tary packet which consists mostly of non-marine deposits: in
its upper one third, the continental fauna gradually disap-
pears. At the top of the section appear foraminifera, nanno-
fossils and the ammonite Cheloniceras.
m
o
The same author still mentions that the microfossils which
are found in the Alagoas stage allow areasonable biostratigra-
phic correlation to those from the Western Africa basıns,
however, up to the present time the identified types have not
enough stratigraphic control to allow an exact Aptian age.
The Alagoan Stage here proposed, the denomination of
which derives from the State of Alagoas in the Brazilian
Northeast, includes the formations laying above the Bahian
Stage and below the frankly marine formations from the Up-
per already mentioned in the saline phase.
It ıs possibly located on the upper to middle part ofthe Lo-
wer Cretaceous, its best known fossils being fishes such as
Vinctifer, which is found in the Santana, Codö and Marizal
formations, and non-marine ostracods.
THE MARINE CRETACEOUS
The marine phase is represented by sediments which span
from the Aptian-Albian to the Lower Tertiary, in the Alcän-
tara Formation (Säo Luis Basın), Agu and Jandaira formations
(Potiguar Basin), Paraiba Group (Pernambuco-Paraiba Ba-
sin), Sergipe Group (Sergipe-Alagoas Basın), Algodöes For-
mation (South Reconcavo Basin), Urucutuca Formation
(Almada Basin) and the upper part of the Santana Formation
(Araripe Basin). These sediments are marine, and their corre-
lation with the stages of the standard stratigraphic column is
relatively well-established on the basis of ammonites, forami-
nifera and other important fossil groups.
The fossils from the Brazilian marine Cretaceous have been
studied since last century, and their stratigraphic positions
have been reasonably ascertained within the international
geological column.
Among the pioneer studies that of Hyarr in Harrr (1870,
p- 385) deserves to be mentioned. He classified as Cretaceous
the fossils, mostly ammonites, from the Maruim Region, Ser-
gipe; Harrr (1870, p. 555) made comments on the layers
overlaying the Maruim limestones, stating that “over these
are the flaggy white and grayish limestones with /noceramus,
ammonites, fish, etc., apparently representing the White
Chalk, Senonien’.
WHITE (1887) gives a Cretaceous age to the mixed collec-
tions from Pirabas, Maria Farinha and Sergipe.
The Brazilian terrains from the marine Cretaceous started
to be better distributed in the various classical and internatio-
nal stages with the work of Maurr (1924, 1930, 1936).
A great number of studies on the geology and palaeonto-
logy from the Brazilian Cretaceous have been published in the
last decades (see Brıro, 1979). However, after detailed re-
search was carried out mainly by specialists from Petrobräs
and by Reyment and BEnGTson, from University of Uppsala,
all the stages of the system that are located above the Upper
Aptian were then well defined on the coastal basins of Brazil,
mainly in the Northeast, through ammonite zones, foramini-
fera and other microfossils.
According to BENGTson (1979, p. 542), “the extremely ra-
pid evolution of ammonoids and inoceramids during the
Cretaceous in combination with their wide geographical di-
stribution make these fossils the best suited to be used on a
m
oo
m
precise stratigraphic zoning. The microfossils do not offer the
same possibilities, but they are essential to a subsurface corre-
lation”.
On the basis of ammonites mainly, the marine Cretaceous
from Brazil is already relatively well subdivided in the follo-
wing biozones:
Maastrichtian Sphenodiscus-Pachydiscus biozone
Campanian Foraminifera biozones
Santonıan Foraminifera biozones
Conıiacıan Prionocycloceras-Barroisiceras biozone
Upper Turonian Subprionocyclus biozone
Middle Turonian Benueites-Coilopoceras-Mammites
biozone
Lower Turonian Psendaspidoceras-Vascoceras-
Inoceramus labiatus biozone
Cenomanıan Kanabiceras; Acanthoceras; Stoliczkaia-
Graysonites biozones
Upper Albian Mortoniceras-Elobiceras biozone
Middle Albian _Oxytropidoceras biozone
Lower Alban Douvilleiceras biozone
Upper Aptian Cheloniceras biozone
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Plate 1
Fig. 1: DONJOANIAN STAGE - Reddish siltsones of Bananeiras (Alianga) Formation overlain by
sandstones of Serraria (Sergi) Formation in a highway cut between Aracaju and Propriä, State of
Sergipe.
Fig. 2: BAHIAN STAGE - Montesserrate Conglomerate near Salvador fault, State of Bahia.
Fig. 3: BAHIAN STAGE - Contact between Agua Comprida Conglomerate and lacustrine shale in a
highway cut between Salvador and Feira de Santana in Simöes Filho, State of Bahia.
Fig. 4 ALAGOAN STAGE - Rhitmites, turbidites and sandstones of Muribeca Formation at Morro de
Camaragibe, State of Alagoas.
Zitteliana 10, 1983
BrITo, I. M. & Campos, D. A. Plate 1
mer | |
München, 1. Juli 1983
ISSN 0373 — 9627
Boreal influence on English Ryazanian Bivalves
SIMON R. A. KELLY*)
With 6 text figures
NBSTIR AH
In early Ryazanian times a marine embayment extended
from the Southern North Sea Basin onto the East Midlands
Shelf (Spilsby Basin) and slightly later also reached into the
Yorkshire Basin. The sediments on the shelf are predomin-
antly glauconitic sandstones with phosphates and sideritic
clay-ironstones (upper parts of the Spilsby Sandstone and the
Sandringham Sands) while those in the Yorkshire Basin are
clays (lowest part ofthe Speeton Clay). The associated bivalve
faunas are marine and show strong affınities with East Green-
land and Russian Platform faunas. In south central England
the ferruginous Whitchurch Sands represent restricted marine
conditions and contain a bivalve fauna related in part to that of
the late Portland Beds of the Upper Jurassic, although the
sands are separated from these by the Lulworth Beds of late
Jurassic age. In southern England the Durlston Beds are pre-
dominantly limestones and marls and contain various bivalve
faunas ranging from restricted marine to freshwater facies.
The near marine horizons represent transgression into the
Anglo-Paris basin from the north. The more restricted and
fresh-water environments are typical of European marginal
facies. The various bivalve faunas reflect the fluctuating envi-
ronments.
KURZFASSUNG
Im frühen Ryazanıan dehnte sich eine Meeresbucht vom
südlichen Nordsee-Becken bis auf den East Midland Shelf
(Spilsby-Basin) aus und erreichte etwas später das Yorkshire
Basin. Die Sedimente im ersteren bestehen vorwiegend aus
glaukonitischen Sandsteinen mit phosphoritischen und si-
deritischen Toneisensteinen (oberer Teil der Spilsby Sand-
steine und Sandringham Sande) während im Yorkshire Bek-
ken Tone vorherrschen (unterer Teil des Speeton Clay). Die
auftretenden Bivalven-Faunen sind marin und zeigen enge
Beziehungen mit Ostgrönland und der russischen Plattform.
Im südlichen Zentral-England zeigt der eisenschüssige Whit-
church Sand eingeschränkte marine Bedingungen an, die Bi-
valven-Fauna ist teilweise ähnlich wie die Fauna der höheren
Portland Beds des Ober-Jura, obwohl sie durch die Lulworth
Beds getrennt sind. In Südengland bestehen die Durlston
Beds vorwiegend aus Kalken und Mergeln und enthalten viel-
fältige Bivalven-Faunen, die von eingeschränkt-marinen Ty-
pen an der Basis bis zu Süßwasser-Typen im oberen Teil rei-
chen. Für den stärker marinen Anteil wird eine marine Trans-
gression aus dem Norden in das Anglo-Französische Becken
angenommen. Die nur schwach marinen und die Süßwas-
ser-Bereiche sind typisch für die europäische Randfazies.
INTRODUCTION
The aim of this article is to review briefly the Ryazanıan bi-
valve faunas of England. The study is based primarily on the
author’s own work in Eastern England, which relied in part
on the important collections made by the Institute of Geolo-
gical Sciences (IGS) from cut-off channels and pipe-line tren-
ches in eastern England in the 1960’s. It is supplemented by
*) S.R. A. KELLY, Department of Earth Sciences, Downing Street,
Cambridge CB2 3EQ, England.
museum and literature studies of the area to the south. The
stage name Ryazanian is used because it is still not possible to
correlate English sequences directly with Tethys and the Ber-
riasian stage.
Ryazanian deposition occurs in eastern and southern Eng-
land, the outcrops and important localities are shown in
Fig. 1. Fig. 2 shows the inter-relationship of the basins in a
generalised strike section from Yorkshire to Dorset. The stra-
tigraphic terms follow Casey (1973), Casey and GarLois
286
YORKSHIRE
BASIN
SAilsby
\
j>PILSBY
a
LONDON — MIDLANDS
x‘ PLATFORM /
/
= Whitchurch
z [
Senden .
PL
2 WESSEX
BASIN Weald
Wardour > =
Dorset
Fig. 1. Outcrop and locality map of Ryazanıan strata in England,
showing principal basins of deposition. Outcrop widths are exaggera-
ted parallel to strike. Dashed line represents approximate position of
shore-line.
(1973), RAwsoNn, CurRY, DiLLEy, Hancock, KENNEDY, NEA-
LE, Woop and Worssam (1978) and Keıry and Rawson (1983
in press). North of the London-Midlands Platform clays and
sandstone were deposited, predominantly fully marine (parts
of the Speeton Clay, Spilsby Sandstone and Sandringham
Sands Formations). To the south occur the variable salinity
limestones, marls and clays of the Durlston Formation (upper
part of the Purbeck Beds) ranging from restricted marine to
R
YORKSHIRE ae SPILSBY
BASIN BASIN
AXIS
Speeton
Upper Spilsby
Clay
Sandstone
freshwater. Casey (1963) believed that there was a basal Rya-
zanian transgression from the marine Spilsby Basın south-
wards across central England into the Wessex Basın (the nort-
hern part of the Anglo-Paris Basın). It is represented by the
mid-Spilsby nodule bed in the Spilsby Basın, the Whitchurch
Sands of southern central England and the Cinder Bed of the
Wessex Basin. This idea is modified below. The Wessex Basın
is now known to extend considerably to the south-west and it
is not clear whether there may have been connection via a we-
sterly seaway to Tethys in Ryazanian times. Fig. 3 shows the
areal distribution of the principal facies in England set in a pa-
laeogeographic reconstruction of north west Europe.
The bivalve faunas from each depositionary area are descri-
bed in general terms below. Significant bivalves are described
and then discussed in more detail by major taxonomic group.
Sand — Clay ‚zone
Land BE) Limestone ——- Coast
Fig. 3. Ryazanian palaeogeographic reconstruction of north-west
Europe, showing distribution of principal facies.
LONDON — MIDLANDS WESSEX
PLATFORM BASIN
Whitchurch
Durlston
Fig. 2. Generalized strike section from Yorkshire to Dorset, showing the distribution of the various Rya-
zanian strata; not to scale.
287
BIVALVE FAUNAS OR THE REGIONS
Yorkshire Basin (Speeton Clay, Lower D Beds): The
Yorkshire Basın represents the northerly of two Cretaceous
embayments on the west side of the southern North Sea Ba-
sin, and which is bounded to the south by the Market Weigh-
ton structure which was probably emergent in Ryazanian ti-
mes. The Speeton Clay is of Ryazanıan to Albian age and out-
crops in the classic section at Speeton on the Yorkshire coast.
Only about the lowest 4 m are referred to the Ryazanian and
belong to beds DS at the base to D5 at the top (NEaALE 1962,
272-273; Casey 1973, 211). At the base is the Coprolite Bed
which is composed of phosphatised nodules and moulds of
fossils. The latter include common internal moulds of lucinids
and Grammatodon schourovskui (Rouir. & Voss.) with valves
in occlusion, together with pavloviid ammonites. The assem-
blage compares closely with that of the basal nodule bed ofthe
Spilsby Sandstone in Lincolnshire and is probably of Middle
Volgian age. Above this the earliest dateable macrofossils are
Acroteuthis lateralis (Prir.) in D8 which Pinckney and Raw-
son (1975) regard as Ryazanıan. Ammonites delete which first
appear slightly higher in D7E, where late Ryazanıan Peregri-
noceras occur (CAsEY, 1973). It is probable that only the upper
part of the Ryazanıan is represented in the Lower D Beds.
NEALE (1968, 315) recorded Oxytoma and Dicranodonta
through much of D6. IT agree with his identifications of Oxy-
toma, but the records of Dicranodonta are Pseudolimea.
Other elements recorded from D6 by NEALE include Zucına,
Thracia, Astarte, Entolium and Pinna. He also noted (1968,
pl. 10) driftwood containing the typical flask shaped borings
of bivalves referred here to the ichnogenus Teredolites. To
these records can be added: D6A alpha, “Lucina” sp. (abun-
dant in life position), ostreids including an exogyrid (one no-
ted attached to belemnite guard), Entolium orbiculare
(Sow.), Plagiostoma cf. rigida (Sow.); D6I, Oxytoma cf.
cornueliana (D’OrsB.) and Pseudolimea arctica ZakH.; D6H,
Stegoconcha sp.
NEALE (1968, 211) summarised his conclusions on the Lo-
wer D Beds by indicating that beds D7-# represented a trans-
gressive sea with slow sedimentation rate, while later in D6
there were more open circulating marine conditions with a
slightly greater rate of sedimentation. The assemblage in D6A
alpha is dominated by deep burrowing lucinids, but an epi-
fauna also occurs indicating that bottom conditions were suf-
ficiently oxygenated to support a moderately diverse assem-
blage. But in D5 sedimentation again dropped and the water
became poorly aerated and stagnant suggesting more brackish
conditions.
To the south of the Market Weighton Axis lies the Spilsby
Basin which is divided into:
Northern Spilsby Basin (Upper Spilsby Sandstone):
This is the northern part of the southern embayment off the
west of the Southern North Sea Basin. It is bounded to the
north by the Market Weighton structure and to the south it
merges into the Southern Spilsby Basin. The Ryazanıan is re-
presented principally by the Upper Spilsby Sandstone, up to
11 mthick. Part ofthe base of the overlying Claxby Ironstone
Formation is latest Ryazanıan, but the faunas are not discus-
sed here. The mid Spilsby nodule bed at the base of the Upper
Spilsby Sandstone is placed in the zcenzi Zone, and the earlier
Ryazanıan runctoni and koch: Zones are apparently unrepre-
sented (Casey 1973). The nodule bed does not appear to have
been reworked in the way the basal Spilsby nodule bed was
(Kerry, 1980), but the bivalve faunas include many late Juras-
sic reworked elements. The Upper Spilsby Sandstone is com-
posed mainly of glauconitic sandstones.
Faunas occur principally in the calcite-cemented conre-
tions, most calcarous material having been leached out of the
intervening sands. Previous records of bivalves are from un-
differentiated Upper and Lower Spilsby Sandstone (Woon-
WARD 1895, 293; Woops 1899-1912) where a total of about 20
species are listed. Current work indicates that there are at least
21 species from the Upper Spilsby Sandstone alone, the Lo-
wer Spilsby Sandstone having a very much richer bivalve
fauna still. Dominant in the bulk ofthe Ryazanian sandstones
is the free swimming Entolium orbiculare, but other signifi-
cant elements of the fauna include Maclearnia (= Boreionec-
tes) cinctus (SOow.), Buchia volgensis (LaH.) and lignite with
Teredolites borings containing Martesia constricta (Prir.).
The very latest Spilsby Sandstone fauna is associated with Pe-
regrinoceras albidum but has not been seen in situ. It was col-
lected by R. G. THURRELL from Biscathorpe Wold Gravel Pit
and is now in the IGS. It is the best preserved assemblage in
the whole ofthe Ryazanıan of the Spilsby Basin due to the ma-
trix being a clayey sandstone. The fauna is dominated by
thick-shelled bivalves of the genera Dicranodonta, Myopho-
rella, Lyapinella, Procyprina and Corbicellopsis, but also in-
cludes Nuculoma.
The Upper Spilsby Sandstone bivalves indicate continual
normal salinity conditions. Epifaunal and infaunal elements
were adapted to living in an unstable environment and there-
fore show that the substrate was unconsolidated and fre-
quently reworked by currents. Only in the late Ryazanıan
with the incoming of clay did deposit feeders make an appea-
rance.
Southern Spilsby Basin (Mintlyn Beds): South of the
Wash up to 15 mofthe Sandringham Sands are referred to the
Mintlyn Beds of Ryazanian age. The full sequence of English
ammonite zones of the Ryazanian was recognized by Casey
(1973), although breaks in the sequence are more obvious due
to the presence of phosphatic nodule beds at the base of the
Ryazanian, near the top of the kochi Zone and in the upper
part of the Surites icenii Zone. A preliminary listing of some
of the bivalve genera was given by Casey (1961). GarLoss &
MoRrTEr (1980) recorded a number of Mintlyn Beds bivalves
from boreholes in the Wash. The basal nodule bed of the
Mintlyn Beds contains abundant moderately phosphatised
Protocardia ofthe concinna group. The bulk of the sequence
is composed of glauconitic, clayey sands in which faunas have
been destroyed during compaction. However there are se-
veral horizons of sideritic clay-ironstone concretions which
have produced an abundant and varied bivalve fauna usually
dominated by large, thick shelled Lyapınella, but high in the
sequence diminutive corbulids become numerically domi-
nant. Other numerically important elements of the fauna in-
clude a globose and almost smooth Protocardia, Anisocardia,
288
Myophorella, Pleuromya and Entolium, the last especially in
more sandy facies. Less important numerically but important
stratigraphically is the inoceramid Anopaea.
London-Midlands Platform (Whitchurch Sands):
Casey and Brısrow (1964) introduced the term Whitchurch
Sands for the hitherto enigmatic marine sandstones which
post-dated the Lulworth Beds and predated the Aptian Lower
Greensand in the area from Buckinghamshire to Wiltshire.
These strata have not been seen in situ by the present author,
but were stated to be amaximum of2 minthickness. Correla-
tion is made with the Cinder Bed of the Wessex sequence,
both units being apparently recognizable together in the Vale
of Wardour. Casey and Brıstow (l. c.) recorded the following
taxa: Nucula cf. lorioli Cox, Mytilus sp., “Gervillia” cf.
arenarıa (ROEMm.), Laevitrigonia gibbosa (Sow.), L. gibbosa
var. damoniana (Lor.), L. wightensis (STRAND), L. sp. Juv.,
Trigonia densinoda ErH., cf. Corbicella pellati Lor., Thra-
cia sp., Myrene fittoni Casey, M. mantelli (Dunk.), Eodo-
nax sp., Protocardia purbeckensis (Lor.), P. sp., ?"“Psam-
mobia” tellinoides J. ve C. Sow., Corbula inflexa Rorm.,
C. sublaevis Rorm., C. alata J. De C. Sow. They did not in-
dicate relative abundance of taxa, but there is an overwhel-
ming domination by Protocardıa (55 9) and corbulids (40%),
thus showing similarıties in biofacies to parts of both the
Mintlyn Beds and the Durlston Beds. But the presence of Eo-
donax and Laevitrigonia ıs reminiscent of Portland Lime-
stone conditions. Although this is a moderately diverse as-
semblage of bivalves, the absence of ammonites, echinoids,
brachiopods etc. suggests a restricted marine environment.
Wessex Basin (Durlston Beds): The Durlston Beds oc-
cupied most ofthe Wessex Basın and are generally regarded as
Ryazanıan (Rawson et al. 1978). The base of the Ashdown
Beds of the Weald is also regarded as Ryazanıan, but these
strata are not discussed here. Thicknesses reach maximums of
60 and 70 m in the subsidiary basins centered on east Dorset
and the Weald respectively, but thin to approximately 15 m
over the Portsdown structure (Howitt 1964). Subsequent lo-
wer Cretaceous folding and erosion have destroyed much of
the western area of the Durlston Beds except for the western
outliers scattered along the outcrop from Dorset to Bucking-
hamshire. The lithologies are dominantly limestones, marls
and clays. The information relating to bivalves is scattered as
they have never been monographed, although lists can be
compiled from the literature (e. g. Arkeıı 1933; 1947; CLe-
MENTS 1969), especially for Dorset. However Casey (1955a; b)
has made important contributions to the systematic know-
ledge of the families Neomiodontidae and Corbiculidae
which occur in the Purbeck Beds. The preservation of bival-
ves ıs commonly poor as specimens become compacted with
the sediment and strongly distorted. However locally, espe-
cıally in the limestone bands, preservation is good and un-
crushed specimens can be obtained. Faunas from each hori-
zon are rich in individuals but very low in diversity. Most of
the remarks here will have to be confined to the type section at
Durlston Bay near Swanage in Dorset because information is
not yet readily available for other areas.
The base of the Durlston Beds is taken by Casey at the in-
coming of an oyster-rich bed, the Cinder Bed. In Durlston
Bay this unit is about 3 mthick and all but a thin band near the
Fresh-
Marine
water
UPPER 'CYPRIS'
CLAYS & SHALES
UNIO BEDS
BROKEN SHELL
LIMESTONES
BEDS
CHIEF .BEEF
BEDS
CORBULA BEDS
Z
®)
nz
3
x
>)
&
SCALLOP BEDS
INTERMARINE /
U. BUILDING STONES
CINDER BEDS
Fig. 4. Suggested salinities of the Durlston Beds in Durlston Bay,
Swanage, Dorset, based on bivalves.
centre ıs a lumachelle composed exclusively of the predomin-
antly disarticulated valves of Liostrea distorta (J. Sow.). The
valves appear to be largely current sorted and ex situ. Howe-
ver attachment areas on many specimens indicate that other
oysters were the principal sites for attachment. It should be
pointed out that in the Durlston Bay sequence Liostrea is not
restricted to the Cinder Bed, but appears in other horizons
higher in the sequence, though never in anything like the same
abundance. The same species also appears in the Wealden. In-
land the density of Ziostrea is reduced and diluted with, Pro-
tocardium, Myrene, Modiolus, Chlamys, and Aguilerella as
in the Vale of Wardour. Laevitrigonia is present but I have
not yet seen well preserved specimens. The centre of the bed
in Durlston Bay ismuch less densily fossiliferous than the sur-
rounding oyster lumachelle but contains a more varied as-
semblage including common Protocardia major (J. de C.
Sow.), Serpula coacervata BLum., spines of Hemicıdarıs pur-
beckensis Forses and less commonly Modiolus and Lae-
vitrigonia. There are scattered oyster fragments, but com-
plete valves are unusual. This clearly represents a marine as-
semblage though somewhhat restricted in number of species. It
isthe most normal marine assemblage in the whole of the Pur-
beck Beds. It is also recognized in the Weald; for example Ca-
sey (in WorssaMm and Ivımey-Cook 1971, p. 33) recorded from
depths of 1984-1994’ in the Warlingham borehole: Corbula
sp., C. ?, “Gervillella” cf. arenaria (Rorm.), Modiolus sp.,
Myrene fittoni Casey, M. cf. fittoni, M. pellati (Lor.), M.
cf. pellati, M. sp., Neomiodon?, Protocardia major (J. DE
C. Sow.), P. cf. major, P. sp.
Above the Cinder Bed of the Durlston Bay sequence, CıE-
MENTS (1969, Fig. A35) has accurately logged the sequence
and recorded some of the bivalve faunas. These are used be-
low together with the author’s own observations. The Inter-
marine Beds or Upper Building Stones contain a low diversity
freshwater-dominated facies with Neomiodon and also Vivi-
parus. But in the Scallop Beds above a restricted marine facies
occurs with Chlamys, Liostrea and Modiolus. This again
may be correlated with the Weald where Worssam and Ivı-
MEY-Cook (1971) record abundant Corbula, Neomiodon and
Modiolus from depths of 1944-1968’ in the Warlingham Bo-
289
rehole. The succeeding Corbula Beds contain low diversity
assemblages often with current-sorted Corbula pavements
with occasional Neomiodon suggesting a brackish to fresh-
water environment. The fauna of Unio noted in the Chief
Beef Beds indicates a definite freshwater environment. The
Broken Shell Limestone is dıfficult to assess because of the
broken and well cemented components, but possibly repre-
sents a return to more brackish conditions. The final episode
of the Durlston Beds, inthe Unio Beds and the Upper “Cyp-
rıs Clays and Shales, was a return to Unio- and Viviparus-
dominated freshwater facies. The variation in salinities sugge-
sted for the Durlston Beds is summarised in Fig. 4. It appears
-that there are at least two and probably three principal marine
events.
SIGNIFICANT BIVALVE GROUPS
There are several groups of bivalves which are important
for discussion of correlation and of facies both within Eng-
land and between England and other regions. They are discus-
sed in turn below under family titles.
Buchiidae: Through much of the marine Boreal Realm,
Buchia is an important element of the faunas both numeri-
cally and stratigraphically. Unfortunately in England it is rare
in the Ryazanian. This is probably due to England being at the
south-west of the almost landlocked Southern North Sea Ba-
sin and in close proximity to the warmer waters of the Wessex
Basin. There are only five specimens known, Sedgwick Mu-
seum Cambridge (SMC) B11337-9, and British Museum, Na-
tural History (BMNH) 81069, 81075. They were originally
described by Pavıow (1896, p. 549) as Aucella volgensis La-
HUSEN and came from the Spilsby Sandstone of Donington-
on-Bain, Lincolnshire. Casey (1973, 204) suggested they oc-
cured in the same bed as specimens of Surites. ZAKHAROV
(1981) showed that B. volgensis appears above the base of the
“Berriasian’ ofthe Russian Platform, in the “Chetaites sibiri-
cus” Zone, and continuing to the end of the Berriasian. Here-
corded B. volgensis alongside B. uncitoides in the central
and northern parts of of the Russian Platform, but volgensis
only in the south and south-eastern parts. The English occu-
rences therefore compare most closely with records from the
south and south-eastern parts of the Russian Platform, where
part of the base of the Ryazanıan is also missing. It is inter-
esting to note that the previous appearance of Buchia in Eng-
land was in the Middle Volgian, in the basal Spilsby nodule
bed. Subsequently B. lamplughi (PavLow) appeared in the
Hauterivian.
Inoceramidae: Elsewhere, especially in the upper Upper
Cretaceous, inoceramids are very important for correlation.
The genus Anopaea has not yet been used, but on both the
Russian Platform and in eastern England there is a similar suc-
cession of Volgian to Valanginian species from A. sphenoidea
Geras. to A. brachowi (Rovı. & Voss.) (see Fig. 5). In
eastern England A. sphenoidea occurs in the preplicompha-
lus and lamplughi Zones of the Spilsby Sandstone. A. bra-
chowi oceursin the Jamplughi Zone ofthe Spilsby Sandstone,
kochi Zone of the Mintlyn Beds and Bed D3 of Polyptychites
RUSSIAN
PLATFORM
hoplitoides
EASTERN
ENGLAND
lamplughi
preplicomphalus
primitivus
undulato
plicatilis
VALANG
EEE — — EEE — A brachowi — — — —
aff. albidum
tzwikwinianus
RYAZANIAN
A. brachowi
A. sphenoidea
Riasanites
nodiger
fulgens
A. sphenoidea
VOLGIAN
Fig. 5. Distribution of Anopaea sphenoides (GERASIMOW) and a.
brachowi (ROUILLIER) in eastern England and the Russian Platform.
Zone age in the Speeton Clay. On the Russian Platform Gr-
rassımoV (1955) described A. sphenoidea from the fulgens
and catenulatum Zones, while A. brachowi only occured in
the nodiger Zone. The discrepancy between the two ranges
can be accounted for either by the ranges of the species of Ar-
opaea being different between England and the Russian Plat-
form, and the first appearance the two species is earlier on the
Russian Platform; or because in England we are drawing the
base of the Ryazanıan lower than on the Russian Platform.
Myophorellinae: Various myophorellids occur in the
Spilsby Basin including “Trigonia ingens Lyc£rr” which is
still under investigation. However one group, the genus
Pseudomyophorella, has some bearing on the correlation
between the Spilsby and Wessex Basins. P. densinoda (ETHE-
290
RIDGE 1881) is known from only two specimens (IGS 11900,
11901) from a sandstone believed by Casey and Brıstow
(1964, 124) to be an interdigitation of the Whitchurch Sands
into the Cinder Bed of the Vale of Wardour. It is densely tu-
berculate, not just on the flank, but also on the area. The most
closely related species is P. tealbyensis (Lycert 1875) which is
only known from the Upper Volgıian preplicomphalus Zone
of the Spilsby Basın, in which the ornament is much coarser.
It is believed here that P. densinoda arose from P. tealbyen-
sis.
Laevitrigoniinae: Laevitrigonia ıs particularly well
known from the English Portland Beds. It also occurs rarely
in the Cinder Beds, the Whitchurch Sands and there is one
enigmatic specimen supposedly from an erratic pebble of
Spilsby Sandstone from Norfolk. The last specimen (IGS
CE3752) corresponds most closely to L. manseli (LycErr) a
species which is particularly common in the upper part of the
Portland Limestone of Dorset. Unfortunately neither the
species or the genus are known in situ from anywhere in the
Spilsby Basın. However the same species is known from a
well preserved mould from the Whitchurch Sands of Buck-
inghamshire (IGS CE 6101). L. gibbosa (J. SOwERBY) and
L. wightensis (STRAND) are both recorded by Casey and Brı-
stow (1964, 123). None of the specimens that I have seen can
be referred precisely to the former species which I believe oc-
curs only near the top of the Tisbury Glauconitic Member of
the Portland Limestone ın the Vale of Wardour, and from a
level towards the middle of the Gres des Oies in the Boulon-
‚naıs of Northern France. Casey and Brıstow also state that the
type of L. wightensis comes from the Whitchurch Sands near
Devizes in Wiltshire. This species is very common in the Ro-
ach at the top of the Portland Limestone both on the Isle of
Portland and also at Swindon in Wiltshire. A further speci-
men is known from Potton in Bedfordshire (SMC 85668)
where it was found in the basal Lower Greensand, probably
reworked from the Whitchurch Sands. It seems possible that
Laevitrigonia, orıginally derived from Portland beds stock,
was inhabiting the slightly brackish marine fringes of the
Spilsby Basin, but not occuring with the main marine faunas
in the centre of the basin. Laevitrigonia has not been recor-
ded from the Russian Platform, but I now transfer the Middle
Volgian species described as T. koprinensis GERASSIMOV
(1955) to that genus.
Protocardiidae: There are several distinctive protocar-
diids around the Jurassic Cretaceous boundary in England.
The very large Protocardıia dissimilis (J. SOwERBY) occurs in
the Portland Beds only. In the Upper Volgian of the Spilsby
Basin, small, inflate forms of the P. concinna (BucH) group
appear and become particularly abundant in the phosphatised
nodule bed at the base ofthe Mintlyn Beds. P. major (J. deC.
Sow.) from the Purbeck beds and from the Whitchurch Sands
is extremely similar and may prove to be identical to the spe-
cies of the Spilsby Basın. Above the base of the Mintlyn Beds
and ranging to the top is a very globular protocardiid. It is
probable that these taxa are quite strongly facies related and
that their use will eventually be inthe recognition of particular
biofacies rather than in stratigraphic correlation.
Neomiodontidae: It is not possible here to expand furt-
her the observations of Casey (1955a, 218), that the genera
Neomiodon and Myrene occupy different habitats, the for-
mer occuring in freshwater-brackish environments, while the
latter occurs in marine-brackish environments. In England
both these genera are restricted to the Wessex Basın and the
Midland Platform.
Corbulidae: This famıliy is in need of considerable study
and revision. It forms the numerically dominant bivalve in
parts of the upper Mintlyn Beds, as well as being an important
component of the Whitchurch Sands and of many horizons in
the Durlston Beds where it is particularly abundant.
DISCUSSION
It can be seen from the above observations that correlations
based on bivalves can be made in two directions. Firstly the
more normal marine faunas of the Spilsby Basin provide fair
comparisons with the contemporary faunas of East Green-
land and the Russian Platform. In all 50 bivalve species are re-
corded from the Mintlyn Beds and the Upper Spilsby Sand-
stone. 45% of these also occur in East Greenland, 25% on the
Russian Platform and 8% in the North Urals. Conversely ab-
out 60% of the Greenland, 30% of the Russian Platform and
10% of the North Urals Ryazanian bivalve species occur in
England. Secondly some bivalves like Pseudomyophorella
and Laevitrigonia may eventually prove useful in correlation
between eastern and southern England, but in general it is ex-
tremely difficult to make any direct correlation between the
Spilsby and Wessex Basıns based on bivalves, because of the
great facies differences between the two basins during Ryaza-
nıan times. However Casey (1963) regarded the mid-Spilsby
nodule bed as being an equivalent to the Whitchurch
Sands/Cinder Bed transgression, though the more precise re-
lationship is with the base of the rumctoni Zone (Casey 1973,
p- 222). Ithas already been indicated above that correlation of
events within the Wessex Basın may be feasible. It is also pos-
sible that a parallel might be drawn relating the phases of con-
densation in the Spilsby Basin phosphate nodule beds to the
regressive periods in the sequence of the Durlston Beds.
There are three phosphate nodule beds recognized in the
Mintlyn Beds, which are the most complete marine Ryaza-
nıan sequence in eastern England. Each of these beds repre-
sents a time of moderate uplift of the seafloor when some
winnowing took place. If the event was widespread and of a
eustatic nature then it could also cause a regression within the
Wessex Basin. The intervening sediments between the pho-
sphate nodule beds represent renewed sedimentation in the
Spilsby Basin and can be correlated with the more marine
parts of the Durlston Beds. The situation is summarised in
Fig. 6 A clear pattern of correlation can be seen between the
runctoni, kochi and icenii Zone nodule beds and the Interma-
rine, Chief Beef/Corbula and Upper “Cypris” Clays respec-
DORSET
NORFOLK
MINTLYN BEDS DURLSTON BEDS
albidum
Upper 'Cypris'
stenomphalus
Unio Beds
Broken Shell Limestone
Chief Beef/
Corbula Beds
a Scallop Beds
runctoni
lamplughi
291
tively. Thus the Cinder Bed can now be placed before the
phase of condensation of the runctoni Zone and may even be
as early as the Upper Volgian Zamplughi Zone. The next ma-
rine horizon, the Scallop Beds, correlates with the non-pho-
sphatised kochi Zone sediments. Above the Unio Beds the
pattern appears to break down because the freshwater domi-
nated Upper “Cypris” Clays are correlated with the normal
stenomphalus and albidum Zones sediments. However the
faunas of the Mintlyn Beds at these times are increasingly do-
minated by corbulids which appear to indicate a slightly re-
stricted marine facies in the clay ironstones of the southern
Spilsby Basin, which are probably very shallow as also indica-
ted by the presence of abundant lignite. It must be stated that
ANDERSON & Bazı£y (1971) have already indicated 19 cycles
ranging from brackish to near normal marine when fully de-
veloped in the Durlston Beds of England based on ostracod
evidence. Bivalves are very much larger and take much more
time to become established than ostracods, therefore potenti-
ally provide a more crude stratigraphy. However the more
marine ostracods may represent very temporary marine con-
ditions, during which there was not always sufficient time for
the marine bivalves to develop. Therefore when marine bival-
ves occur, marine conditions must have been stable for suffi-
cient time to allow the bivalves to colonise. The three most
marine levels ofthe Durlston Beds, based on the bivalves, i. e.
the Cinder Beds, Scallop Beds and Broken Shell Beds, corres-
pond to the more marine parts of AnDerson and BazıEy’s
Cinder Bed, Scallop and Lulworth Cycles respectively.
Whether this event correlation can also be used for correla-
tion elsewhere in Europe remains to be seen. The nearest rela-
ted area with proximity to the North Sea Basın would be the
north german Lower Saxony Basin, from which HuckrIEDE
(1967) has already described fresh and brackish water bivalves
in detail.
Fig. 6. Suggested correlation between the Mintlyn Beds and the
Durlston Beds.
EONGCEUSIONS
In the Ryazanıan a mainly normal marine embayment oc-
cupied eastern England. Southern England was occupied by
an enclosed embayment with marine, brackish and freshwater
sediments, which maintained intermittent access to marine
areas to the north through a marine strait. It can be seen cle-
arly that the open marine fauna ofthe Ryazanıan of England is
most closely related to marine faunas of Boreal Regions and
especially to those of East Greenland and the Russian Plat-
form. Stratigraphically significant Buchia and Anopaea pro-
vide closely comparable tie lines to theammonite correlations
of Casey (1973). The bivalve faunas of the Wessex Basin,
which represent variable salinity to freshwater conditions,
might compare more closely with those of north Germany
and other European regions.
Within England bivalve correlation cannot be made di-
rectly between the Spilsby and Wessex Basins. However the
three Ryazanian condensed phosphate nodule horizons of the
Spilsby Basin may be correlated with the three principal
freshwater-brackish events on the Wessex Basin, thus imply-
ing a possible late Jurassic age for the Cinder Bed and Whit-
church Sand previously believed to be basal Ryazanian.
m
Ne}
155}
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293
Zur Paläobiogeographie von Belemniten der Unter-Kreide
in NW-Europa')
Von
JÖRG MUTTERLOSE, FRIEDRICH SCHMID & CHRISTIAN SPAETH*)
Mit 6 Abbildungen und 7 Tabellen
KURZFASSUNG
Kennzeichnend für die zeitliche Abfolge der Belemniten-
Faunen in der borealen NW-europäischen Unter-Kreide war
ein Wechsel in der Vorherrschaft warm- und kaltwasserab-
hängiger Formen. Im Zusammenhang mit der Öffnung des
borealen Meeres zur Tethys erfolgte im Unter-Hauterive und
im Unter-Apt die Masseneinwanderung von Arten der ur-
sprünglich tethyalen Gattungen Hibolites MONTFORT und
Neobhibolites STOLLEY.
Im Ober-Hauterive NW-Europas (NE-England und N-
Deutschland) unterlagen die Hiboliten einer autonomen
Entwicklung, wie sie auch an eingewanderten Ammoniten
feststellbar ist. Während es bei den Hiboliten zur Ausbildung
neuer, von der Tethys unabhängiger Arten kam, stehen die
Neohiboliten des Apt und Alb aufgrund anderer paläogeo-
graphischer Gegebenheiten immer mit den Tethys-Formen
genetisch in Verbindung. Im Gegensatz dazu stehen Belemni-
ten der Gattungen Duvalıa BayLE & ZEILLER und Berriasibe-
lus DELATTRE, die, ebenfalls aus der Tethys kommend, im tie-
fen Ober-Hauterive und Ober-Apt NW Europa erreichten.
Sie traten nur kurzfristig auf und zeigten auch keine eigen-
ständige Entwicklung. Umgekehrt ist eine Einwanderung
von Arten der borealen Gattungen Acroteuthis STOLLEY,
Praeoxyteuthis MUTTERLOSE, Aulacoteuthis SToLLEY und
Oxyteuthis STOLLEY in die Tethys bisher nicht nachgewiesen.
Die im Berrias, Valangin und Unter-Hauterive auftretende
Unter-Gattung Acroteuthis (Acrotenthis) SroLLey hat ihr
Entwicklungszentrum in NW-Europa.
Lediglich im höheren Ober-Hauterive erfolgte die Ein-
wanderung der borealen Belemniten Acroteuthis (Boreioten-
this) Saxs & Naınyaeva und Praeoxyteuthis von N in das
NW-europäische Becken. Die Oxyteuthinae unterlagen im
Barr&me in NW-Europa einer selbständigen Entwicklung.
In Abhängigkeit von den paläogeographischen Verhältnis-
sen sind in der NW-europäischen Unter-Kreide die hier hei-
mischen arktisch-borealen Belemniten (Acroteuthis, Prae-
oxytenthis, Aulacotenthis und Oxyteuthis) zu finden, die ge-
meinsam mit den eurythermen Warmwassergattungen Hibo-
lıtes und Neohibolites auftreten. Diese ihrerseits kamen
durchaus mit den streng tethyalen Gattungen Duvalia und
Berriasibelus gemeinsam vor. Dagegen schlossen sich die ark-
tisch-borealen und die tethyal gebliebenen Formen in ihrem
Auftreten streng aus.
INBISIER A@IT
A characteristic feature of the succession of belemnite fau-
nasinthe N. W. European (N. E. England and N. Germany)
Lower Cretaceous was an alteration in the dominance of
warm- and cold-water forms. Asa result of the opening ofthe
boreal ocean into the Tethys, a mass migration of the Tethyan
!) Diese Untersuchung wurde im Rahmen des DFG-Programmes
„NW-deutsches Barreme“ gefördert.
*) J. MUTTERLOSE, Institut für Geologie und Paläontologie der Uni-
versität, Callinstraße 30, D-3000 Hannover 1; F. SCHMID, Nie-
dersächsisches Landesamt für Bodenforschung, Stilleweg 2,
D-3000 Hannover 51; CHR. SPAETH, Geologisch-Paläontologi-
sches Institut der Universität, Bundesstraße 55, D-2000 Ham-
burg 13.
genera Hibolites MONTFORT and Neobibolites SroLLEy took
place in the Lower Hauterivian and the Lower Aptian respec-
tively.
In the Upper Hauterivian, the genus Hibolites, in common
with some of the ammonite genera, underwent differential
speciation in the two provinces. While Hibolites evolved new
species independent from those of the Tethys, N. W. Euro-
pean Neohibolites ‘of the Aptian and Albian, because of their
palaeogeographical situation, remained genetically much
more closely related to the Tethyan species. In contrast to
Hibolites, the Tethyan genera Duvalia BayLE & ZEILLER and
Berriasibelus DELATTRE, appeared only for a short time in the
boreal province, and underwent no independent speciation.
294
No comparable incursion into the Tethyan province of the
species of the boreal genera Acroteuthis SroLLEY, Praeoxy-
teuthis MUTTERLOSE, Anlacoteuthis StoLLey and Oxytenthis
StoLıkv has yet been demonstrated. In fact, the N. W. Euro-
pean Berriasian, Valanginian and Lower Hauterivian subge-
nus Acroteuthis (Acroteuthis) SroLLey had its centre of specia-
tion in N. W. Europe.
It is the latest Hauterivian that a migration of the boreal
taxa Acroteuthis (Boreioteuthis) Saks & NALNYAEVA and
Praeoxyteuthis into the N. W. European basın took place
from the north. The Oxyteuthinae, however, underwent an
independent evolutionary development in this latter area. As
a result of palaeogeographical relationships, endemic arctic
boreal taxa such as Acroteuthis, Praeoxyteuthis, Aulacotent-
his and Oxyteuthis occur in the N. W. European Lower
Cretaceous together with the eurythermal warm water genera
Hibolites and Neohibolites. The latter genera occured toge-
ther with the strictly Tethyan genera Duvalıa and Berriasibe-
lus, but these are never found with the strictly arctic boreal
taxa.
1. EINFÜHRUNG
In den letzten Jahren haben sich eine Reihe von Autoren
mit der Entstehung und Definition paläobiogeographischer
Reiche und Provinzen beschäftigt, u. a. in den Schwerpunkt-
bänden Mippremiss, Rawson & NewarLL (1971), HALLAM
(1973), Casey & Rawson (1973), Huches (1973).
Die paläobiogeographische Verteilung verschiedener Be-
lemnitenfaunen wurde in der jüngsten Zeit durch Saxs &
NaLnvaeva (1972), STEvEns (1973) und CHRISTENSEN (1976)
beschrieben.
Hier werden die Belemnitenvergesellschaftungen der
NW-europäischen Unter-Kreide im einzelnen aufgeführt.
Diese zeichnen sich durch einen Wechsel der Einflüsse von
Tethys und borealem Reich aus. Bei den Belemnitenarten tre-
ten unterschiedliche, an Trans- bzw. Regressionen gebun-
dene Migrationswellen auf, die sich in entsprechenden Verti-
kalreichweiten widerspiegeln. Obwohl es sich bei den Belem-
niten um nektonische Formen handelt, zeigen sich Endemis-
men auf dem Familien-Niveau. Das boreale Reich ist durch
die Cylindroteuthinae, die Tethys durch die Belemnopseidae
und Duvaliidae gekennzeichnet. Ähnliche Verteilungsmuster
ergeben sich für andere Tiergruppen, z. B. Ammoniten
(Rawson, 1981; Kemper, Rawson & THıeuLoY, 1981) und
Brachiopoden (Mippreniss, 1979), die jedoch im Detail von
unseren Beobachtungen abweichen.
Die Begriffe „Reiche“ etc., die in dieser Arbeit nur auf die
durch unterschiedliche Belemnitenvergesellschaftungen cha-
rakterisierten biogeographischen Räume bezogen sind, wer-
den in hierarchischer Reihenfolge benutzt: Reich, Provinz,
Subprovinz.
Die Abbildungen 1-6, die die paläobiogeographische Ver-
teilung der einzelnen Belemnitengattungen und Untergattun-
gen für die entsprechenden Stufen zeigen, wurden durch die
Tabellen 1-7 ergänzt. In diesen Tabellen sind alle uns bekann-
ten Arten der Belemnitida aufgeführt, auch Vertreter der Di-
plobelidae, die im Text nicht weiter diskutiert werden.
Folgenden Herren danken wir dafür, daß sie Belemniten-
material zu Bearbeitung und Vergleichszwecken zur Verfü-
gung gestellt haben: D. Gayre (Departement des Sciences de
la Terre, Lyon), Dr. S. Rırzkowskı (Geologisch-Paläontolo-
gisches Institut, Göttingen), Dr. H. Ronpe (Niedersächsi-
sches Landesmuseum, Hannover). Für wichtige Diskussio-
nen danken wir den Herren Dr. R. CoMBEMOREL und
D. GavtE (Lyon) sowie Herrn Dr. J. A. JELerzky (Geol.
Survey, Ottawa).
2. UNTERKRETAZISCHE BELEMNITENFAUNEN
2.1 BERRIAS
Da die Ablagerungen des Berrias in NW-Deutschland in
der nicht marinen Fazies des oberen Münder Mergels, des
Serpulits und des ‚‚Wealden“ ausgebildet sind, treten hier,
ebenso wie in Südengland, wo ebenfalls die Wealdenfazies
kennzeichnend ist, keine Cephalopoden auf. Das einzige
Vorkommen von marinem Berrias in NW-Europa beschränkt
sich auf NE-England. In Lincolnshire wird das Berrias durch
einen Teil des küstennah abgelagerten marinen Spilsby Sand-
stone und in Yorkshire durch den tiefsten Teil des Speeton
Clays repräsentiert. In den Ablagerungen beider Profile tre-
ten nach Pıncknev & Rawson (1974: Fig. 3) ausschließlich
Arten der Gattung Acroteuthis StoLLEY s. str. auf. Alle fünf
Arten A. (A.) lateralis (PrirLirs), A. (A.) sublateralis Swin-
NERTON, A. (A.) subquadratoides SWINNERTON, A. (A.) pa-
racmonoides arctica BLUTHGEN (= A. (A.) subquadrata)
(ROEMER) und A. (A.) explanatoides (Pavıow) sind der Un-
tergattung Acroteuthis StOLLEY zuzuordnen, die im höheren
Volgium NW-Europas nachgewiesenen Untergattungen Mi-
crobelus Gustomzsov und Boreiotenthis Saxs & NALNYAEVA
fehlen hingegen.
Für den östlichen Teil der boreal-atlantıschen Provinz, die
russische Plattform, geben Saxs & Naınvarva (1972:
Tab. 12) 13 Arten der Gattung Acroteuthis an, wobei alle
drei Untergattungen Acroteuthis, Microbelus, Boreioteuthis)
vertreten sind. Dabei sind folgende Arten und Unterarten den
beiden Teilbereichen der boreal-atlantischen Provinz gemein-
sam: A. (A.) lateralis, A. (A.) subquadratoides und A. (A.)
paracmonoides arctica. Zusätzlich tritt die ebenfalls zu den
Cylindroteuthinae zählende Gattung Pachyteuthis d’Orsı-
GNY mit einer Art auf, während die für dıe arktische Provinz
typischen Gattungen und Untergattungen der Cylindroteu-
thinae Cylindroteuthis (Cylindroteuthis) BayıE & ZEILLER,
C. (Arctoteuthis) Saxs & NaLnvyaEva, Lagonibelus (Lagoni-
belus) Gusromzsov und ZL. (Holcobeloides) GusTOMESOV
IN
DIES
D =? —
N N
IN
UN Acroteuthis
(Acroteuthis) STOLLEY
ÄN Acroteuthis (Microbelus)
GUSTOMESOV
Aı\ Acroteuthis (Boreioteuthis)
SAKSB&NAL'NYAEVA
O Cylindroteuthis
(Cylindroteuthis)
BAYLE & ZEILLER
@® Cylindroteuthis
(Arctoteuthis)
SAKS & NALNYAEVA
® Lagonibelus (Lagonibelus)
GUSTOMESOV
Lagonibelus
(Holcobeloides)
GUSTOMESOV
Pachyteuthis (Pachyteuthis)
BAYLE &ZEILLER
® Pachyteuthis (Simobelus)
GUSTOMESOV
Abb. 1. Paläobiogeographie der Belemniten im Berrias NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Mee-
resgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies. Umgezeichnet nach CaAsEY (1973).
nicht auf der russischen Tafel zu finden sind. Erste Vertreter
dieser ‚„‚arktischen“ Gruppen sind mit drei Arten aus dem
Petschora-Becken bekannt (Saks & Naunvaeva, 1972:
Tab. 13), so daß dieser Bereich, trotz des Auftretens der eu-
ropäischen Gattung Acroteuthis, von Saks & NALNYAEVA
(1973: 395) bereits der arktischen Provinz zugerechnet wer-
den. Acroteuthis s. |. ist aus dem Petschora-Becken mit acht
Arten bekannt, die alle ebenfalls auf der russischen Tafel vor-
kommen.
Dieses Bild ändert sich östlich des Ural. Hier tritt Acro-
teuthis nur noch untergeordnet auf, während Arten der Gat-
2 8
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BERRIAS
IR
Tab. 1. Stratigraphischa Reichweite der verschiedenen
Belemnitenarten im Berrias NW-Europas. Nach PINCKNEY & RAW-
soN (1974) und PINCKNEY (1975).
tungen Cylindroteuthis, Lagonibelus und Pachyteuthis do-
minieren. Es sind alle drei Untergattungen von Acroteuthis
vertreten, doch wird eine Abnahme der Artenzahl nach Osten
deutlich. Aus der cis-polaren nördlichen Ural-Gegend wer-
den von Saxs & Narnyarva (1972: Tab. 14) noch sieben Ar-
ten aufgeführt, die bis auf eine Art mit denen der Russischen
Tafel übereinstimmen. Für das nördliche Mittel-Sibirien
schließlich werden nur noch vier Arten der Untergattung
Acroteuthis aufgeführt, die ebenfalls alle auf der Russischen
Tafel zu finden sind. Aus dem West-Teil Nordamerikas
schließlich sind nach Saks & Naunvaeva (1972: Tab. 16)
keine Acroteuthiden bekannt, lediglich aus dem Grenzbe-
reich Berrias/Valangin werden zwei Arten genannt.
Das Berrias der Tethys ist durch Abwesenheit von Vertre-
tern der Cylindroteuthinae gekennzeichnet, hier dominieren
Arten der Duvaliidae (Gattungen Pseudobelus BLAmVILLE,
Duvalıa BayıE & ZEILLER, Berriasibelus DELATTRE, Conobe-
lus StoLıev, Castellanibelus CoMBEMOREL) und der Belem-
nopseidae (Gattung Hibolites MONTFORT, ausgenommen der
Gattung Belemnopsis BayLE & ZEıLLEr). Diese Formen sind
bisher aus dem Berrias des borealen Reiches unbekannt, le-
diglich aus berrias-valanginzeitlichen Ablagerungen Spitz-
bergens beschreibt BLUTHGEN (1936) neben zahlreichen Ver-
tretern der Cylindroteuthinae auch die tethyale Gattung
Pseudohibolites. Da uns eine exakte stratigraphische Einstu-
fung dieser Funde nicht möglich ist, erübrigt sich die Überle-
gung, ob diese Gattung über einen Protoatlantik im Berrias
einwanderte.
Für das Berrias lassen sich also zwei durch unterschiedliche
Belemnitenvergesellschaftungen scharf abgegrenzte Reiche
(1. boreales Reich mit den Cylindroteuthinae, 2. Tethys mit
Duvaliidae und Belemnopseidae) unterscheiden. Für die Süd-
halbkugel wird ein Indo-Pazifisches Reich (Belemnopseidae
und Duvaliidae) postuliert (vgl. Stevens, 1973).
Das boreale Reich läßt sich in zwei Provinzen gliedern:
1. Boreal-atlantische Provinz: Diese umfaßt die Russische
Tafel, Ost- und Nordwest-Europa. Die boreal-atlantische
296
Provinz ist durch die Belemnitengattung Acroteuthis ge-
kennzeichnet, die für die arktische Provinz typischen Belem-
nitengattungen treten nicht auf.
Innerhalb der boreal-atlantıschen Provinz lassen sich wie-
derum zwei Unterprovinzen oder Regionen erkennen:
A) NW-europäische Unterprovinz, die durch Aulaco-
teuthis s. str. charakterisiert ist, es fehlen die Untergat-
tungen Microbelus und Boreioteuthis. Microbelus tritt
nach Pınckney (1974: 173) in der NW-europäischen
Unterprovinz lediglich im höheren Volgium auf und
fehlt in der gesamten Unterkreide. Boreioteuthis ist
ebenfalls aus dem Volgium bekannt, fehlt während der
tiefen Unterkreide und erscheint dann wieder im
höchsten Hauterive in NW-Europa.
B) Zentralrussische Unterprovinz (= Moskauer Bek-
ken). Hier dominiert ebenfalls die Gattung Acroteu-
this, im Gegensatz zu der NW-europäischen Unter-
provinz sind jedoch alle drei Untergattungen zu fin-
den.
2. Die arktische Provinz, die das Petschora-Becken, Spitz-
bergen, Sibirien und das westliche Nordamerika umfaßt,
ist durch die Gattungen Cylindroteuthis, Lagonibelus
und Pachytenthis gekennzeichnet. Arten der Gattung
Acroteuthis treten im tieferen Berrias nur untergeordnet
auf, deutlich wird eine Abnahme der Artenzahl dieser
Gattung innerhalb der arktischen Provinz von Westen
nach Osten. Parallel dazu verläuft eine stratigraphische
Verschiebung des Einsetzens der Acroteuthiden. Im Laufe
des Berrias werden die rein arktischen Gattungen zuneh-
mend durch Acroteuthis s. l. verdrängt, die im Valangin
dann dominieren.
Damit wird wahrscheinlich, daß Acrotenthis s. str. sich im
höheren Volgium in der boreal-atlantischen Provinz ent-
wickelt und im Berrias langsam von Westen in die arkti-
sche Provinz einwandert. Im Gegensatz zu Saks & NAL-
NYAEVA (1972: 226), die eine Entstehung von Acroteuthis
s. str. im späten Volgium der Russischen Tafel für möglich
halten, deuten die Ergebnisse von Pınckney (1975) darauf
hin, daß diese Untergattung in der NW-europäischen Un-
terprovinz bereits im höheren Mittel-Volgium auftritt.
Somit könnte sie ihr ursprüngliches Entwicklungszentrum
in der NW-europäischen Unterprovinz gehabt haben.
Voraussetzung für diese Annahme ist, daß die basalen La-
gen des Lower Spilsby Sandstone, aus denen die ältesten
Acroteuthiden bekannt sind, in das Mittel-Volgium (CaA-
sey, 1973) zu stellen sind.
2.2 VALANGIN
Bereits im mittleren Berrias öffnet sich die Karpatenstraße
und das in Polen limnisch-brackisch entwickelte untere Ber-
rias wird durch marine Serien abgelöst, die durch mediterrane
Ammonitengattungen belegt sind (u. a. Berriasella Unis).
Diese Tendenz verstärkt sich im oberen Berrias, und im mitt-
leren Unter-Valangin herrschen im norddeutschen und polni-
schen Becken voll marine Bedingungen (vgl. MichHazı, 1979:
307). Wie aus Abb. 2 zu ersehen ist, besitzt das norddeutsche
Becken einerseits Verbindungen mit dem borealen Reich über
die Dänische Straße und den Bereich der Pompeckj’schen
Schwelle (Ems-Kanal, Hoya-Kanal, Gifhorn-Kanal), ande-
rerseits mit der Tethys über die Karpatenstraße.
Diese Lage im südlichen Randbereich des borealen Reiches
bedingt Fauneneinflüsse unterschiedlicher Herkunft, die
z. B. beiden Ammoniten deutlich werden. So handelt es sich
bei den in NW-Deutschland auftretenden Vertretern der Po-
lyptychitidae (Polyptychites Pavıow, Dichotomites KOENEN,
etc.) um boreale Formen, während im Ober-Valangin eine
ganze Reihe von tethyalen Ammonitengattungen (z. B. Ol-
costephanus NEUMAYR, Juddiceras SpatH) nach NW-Europa
einwandern (Kemper, Rawson, THIEULOY, 1981: Tab. 5, Raw-
son, 1981: 509).
AN Aecroteuthis
(Acroteuthis) STOLLEY
%# Hibolites MONTFORT
Abb. 2. Paläobiogeographie der Belemniten im Valangin NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Mee-
resgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belemniten.
Umgezeichnet nach MICHAEL (1979).
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Tab. 2. Stratigraphischa Reichweite der verschiedenen
Belemnitenarten im Valangin NW-Europas. Nach PINCKNEY &
RAwsoN (1974), PINCKNEY (1975) und MUTTERLOSE (1978).
Für das Valangin NE-Englands und NW-Deutschlands ist,
wie auch im Berrias, die boreale Belemnitengattung Acro-
teuthis s. str. kennzeichnend. Nach Pıncknev & Rawson
(1974: 200) sind im Unter-Valangin von Speeton (NE-Eng-
land) vier Arten zu finden: Acroteuthis (A.) subquadratoides,
Acroteuthis (A.) paracmonoides arctica (= A. subquadrata),
Acroteuthis (A.)explanatoides und Acroteuthis (A.) kemperi
Pınckney. Innerhalb NW-Europas ergeben sich hinsichtlich
der Belemniten faunistische Differenzierungen (Pınckn£Y,
1975: 184), da A. (A.) subguadratoides aus dem Unter-Va-
langin NW-Deutschlands unbekannt ist, in England jedoch
vereinzelt auftritt. Acroteuthis (A.) kemperi wiederum bildet
in NW-Deutschland die häufigste der Acroteuthidenarten, ist
aus England jedoch nur mit einem Exemplar bekannt.
Im Ober-Valangin NW-Europas treten neben die bereits
genannten vier Arten Acroteuthis (A.) acrei SWINNERTON,
Acroteuthis (A.) acmonoides SWINNERTON und Acroteuthis
(A.) paracmonoıdes paracmonoides SWINNERTON (PINCKNEY,
1975: 187). A. (A.) subquadratoides ist in NW-Deutschland
nur für die Astierien-Schichten nachgewiesen.
Von den für das NW-europäische Valangin typischen Ar-
ten sind aus dem Moskauer Becken A. (A.) paracmonoides
arctica, A. (A.) explanatoides, A. (A.) lateralis bekannt, au-
ßerdem eine Reihe von Arten, die in NW-Europa unbekannt
sind, so daß eine Zweiteilung der boreal-atlantischen Provinz
weiterhin sinnvoll erscheint.
Neben diesen borealen Fauneneinflüssen gibt es vereinzelte
Funde tethyaler Belemniten. Bereits StorLey (1926: 122) er-
wähnt zwei Bruchstücke von Hiboliten aus den unteren Di-
chotomiten-Schichten bzw. Astierien-Schichten (Ober-Va-
langin) von NW-Deutschland, die er dann (1938: 391) bereits
aus den oberen Polyptychiten-Schichten aufführt. Diese Be-
obachtungen werden durch Krmper (1976: 37) unterstützt,
297
der mehrere Vertreter der Gattung Hibolites MONTFORT aus
dem tonigen Zwischenmittel des unteren Ober-Valangin des
Bentheimer Raumes beschreibt. In Sammlungen schließlich
liegen einige Hibolitenbruchstücke aus Gronau (Westfalen)
vor, die auf ein erstes Erscheinen dieser Gattung in den Pla-
tylenticeras-Schichten deuten (MUTTERLOSE, 1978: 108). In
Speeton sind Hiboliten im Ober-Valangin ebenfalls zu finden
(ab Schicht D4 = Paratollia-Schichten), doch sind hier noch
exakte Aufsammlungen notwendig.
Im Valangin NW-Europas dominieren also boreale Ele-
mente, die von Norden über die Pompeckj’sche Schwelle in
das niedersächsische Becken einwandern. Diese Arten haben
ihren Ursprung im NE-englischen Formenkreis, doch
kommt es auch teilweise zu Provinzialismus (A. kempen),
während andere Arten (A. subquadratoides) erst später nach
NW-Deutschland gelangen. Auf der anderen Seite treten
erstmalig in der Unterkreide vereinzelt tethyale Belemniten
auf, die wahrscheinlich über die Karpatenstraße eingewandert
sind. Auffällig ist, daß lediglich die Gattung Hibolites in das
boreale Reich einzudringen vermochte, während alle anderen
Gattungen der Belemnopseidae und Duvaliidae auf die Te-
thys beschränkt bleiben. Da die Grundvoraussetzungen für
einen Faunenaustausch gegeben sind, könnte die Ursache da-
für in der unterschiedlichen Temperaturempfindlichkeit der
einzelnen Gattungen zu suchen sein.
BLUTHGEN (1936) beschreibt von König-Karls-Land
(Spitzbergen) aus dem Jura/Kreide-Grenzbereich eine reiche
Belemnitenfauna; von den aufgeführten 33 Arten und Unter-
arten ordnete BLUTHGEN 22 der Gattung Acroteuthis, 1 der
Gattung Cylindroteuthis, 1 der Gattung Oxyteuthis, 4 der
Gattung Hibolites und 5 der Gattung Psendohibolites zu.
Nach Saxs & NaLnyaEvA (1973: 395) gehören die meisten Ar-
ten und Unterarten zu Acroteuthis s. str., einige zu Boreio-
teuthis, Lagonibelus s. s., Pachyteuthis s. str., Simobelus
und Pseudohibolites. Nach JELETZKY (briefl. Mitteilung) ist
die systematische Zuordnung der von BLUTHGEN beschriebe-
nen Formen sehr unsicher, die von BLüTHcen als Hibolites
bestimmten Arten sind danach wahrscheinlich zu Pseudohr-
bolıtes zu rechnen, eine Neubearbeitung dieser Gruppe er-
folgt durch JEr£rzky. Auch das als Oxyteuthis brunsvicensis
(STROMBECK) bezeichnete Exemplar gehört in eine andere sy-
stematische Gruppe (vgl. S. 301). Schließlich erlauben die
stratigraphischen Angaben von BLUTHGEN über die Einstu-
fung der Funde nach Kemper (mdl. Mitteilung) keine exakten
Aussagen über die genaue stratigraphische Datierung. Somit
ist also für die mediterranen Belemnopseidae von Spitzbergen
ein höheres Alter als das derjenigen von NW-Europa nicht
nachgewiesen. Dadurch ist die von Saxs & NaLnyaEvA (1972:
219) und Stevens (1973: 392) geäußerte Vermutung, daß diese
Gruppe Spitzbergen über den Atlantik erreicht hat, nicht
zwingend, vielmehr ist auch eine Einwanderung über die
Karpatenstraße denkbar.
2.3 HAUTERIVE
Die paläogeographischen Rahmenbedingungen entspre-
chen denen des Valangin; während es im Süd-englischen und
Pariser Becken zur Ablagerung des limnisch-brackischen
Wealden kommt, werden in NE-England (Yorkshire, Lin-
colnshire) und Norddeutschland marine, meist tonige, kü-
stennah auch sandige Serien sedimentiert. Nach Süden be-
298
Abb. 3.
Meeresgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belem-
niten; dunkle Pfeile: Wanderweg borealer Belemniten. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979).
N Acroteuthis
(Acroteuthıs) STOLLEY
\ Acroteuthis
(Boreioteuthis)
SAKS & NAL'NYAEVA
Praeoxyteuthıs
MUTTERLOSE
%* Hibolites MONTFORT
+ Duvalıa
BAYLE & ZEILLER
+ Berriasibelus DELATTRE
Paläobiogeographie der Belemniten im Hauterive NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß:
HAUTERIVE
Stufe
Unter-Hauterive
Ober-Hauterive
Unterstufe
Belemnitenart
Acroteuthis (A) paracmon-
oıdes arctıca BLUTHGEN
Acroteuthis (A) explanat-
oıdes (PAVLOW) |
Acroteuthis (A) paracmon-
oıdes paracmonoıdes
SWINNERTON
Acroteuthis [A Jacmon-
ordes SWINNERTON
Acroteuthıs (A) conoıdes
SWINNERTON
Acroteuthıs (B.) rawsonı
PINCKNEY
Acroteuthis (B.) stolleyı
PINCKNEY |
Praeoxyteuthıs jasıkofıana
(LAHUSEN)]
Hıbolıtes jaculoıdes s str
SWINNERTON
Hıbolites Jaculoıdes var
stylırostris SWINNERTON
T
Hıbolıtes jaculoıdes var
depressırostris En
Hıbolıtes Jaculoıdes var
torpedınus SWINNERTON
Hıbolıtes jaculoides/
nal mınutus
Hıbolıtes obtusırostris
en (PAVLOW)
Berriasibelus extinctorius
(RASPAIL]
Duvalıa ct lata
(BLAINVILLE)
Tab3:
Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem-
nitenarten im Hauterive NW-Europas. Nach PINCKNEY & RAWSON
(1974), PINCKNEY (1975) und MUTTERLOSE (1978, 1979, 1983).
steht weiterhin, zumindest bis zum tiefen Ober-Hauterive
(MıcHaeı, 1979: 313; MAREK & Raczynska, 1979: 453), über
Polen eine direkte Verbindung zur Tethys über die Pom-
peckj’sche Schwelle zum borealen Reich (vgl. Abb. 3).
Für das tiefste Unter-Hauterive NW-Europas sind weiter-
hin Arten der Gattung Acroteuthis s. str. charakteristisch. In
Speeton werden die Schichten D2D bis C10/C9, die der am-
blygonium-, der noricum- und der tiefen regale-Zone des
Unter-Hauterive angehören, durch die Arten Acroteuthis
(A.) paracmonoides arctica, Acroteuthis (A.) explanatoides,
Acroteuthis (A.) paracmonoides paracmonoides und Acro-
teuthis (A.) acmonoides gekennzeichnet (Pınckney & Raw-
son, 1974: Abb. 3; Pınckne£v, 1975). In NW-Deutschland ist
A. (A.) paracmonoides arctica, meist als A. subquadrata
(ROEMER) bezeichnet, der weitaus häufigste Vertreter der
Acroteuthiden im tieferen Unter-Hauterive. Vereinzelte Ex-
emplare von A. (A.) acmonoides und A. (A.) explanatoides
nennt Pınckney (1975) aus diesem Bereich.
Auffällig ist in Speeton der scharfe Faunenschnitt an der
Grenze der D/C-Schichten (= noricum/regale-Zone des Un-
ter-Hauterive). In den Schichten D2-D1 (= amblygonium-
und noricum-Zone, Unter-Hauterive) ist Acroteuthis sehr
häufig, darüber setzt mit den C-Schichten plötzlich massen-
haft Hibolites jaculoides SwinnerToNn ein, der bisher nur ver-
einzelt mit Acroteuthis aufgetreten ist. In den C-Schichten
sind die vier erwähnten Acroteuthidenarten, die zuletzt in
C 9 (= tiefe regale-Zone) vorkommen (Pınckney, 1975: 109),
nur noch ganz selten zu finden. In NW-Deutschland ist dieser
Faunenschnitt, der sich in Speeton in einem 10 cm mächtigen
Horizont abspielt, nicht so markant ausgeprägt, doch sind
auch hier in der regale-Zone des Unter-Hauterive häufiger
Hiboliten zu beobachten. Andererseits dürfte dieser scharfe
Faunenschnitt durch Kondensation der amblygonium- und
noricum-Zone, die in Speeton eine Mächtigkeit von nur 1 m
haben, verstärkt worden sein (vgl. Rawson, 1971: 68). Pınck-
ney (1975: 109) nennt noch die relativ selten vorkommende
Art A. (A.?) conoides SwıNNERTON aus der höchsten regale-
Zone und der inversum-Zone (Ober-Hauterive) von Spee-
ton. Im Ober-Hauterive schließlich taucht die seit dem höch-
sten Volgium aus NW-Europa nicht mehr bekannte Unter-
gattung Boreioteuthis mit zwei Arten auf (A. (B.) rawsoni
Pinckney und A. (B.) stolleyi Pımckney). PINcKkNEY & Raw-
son (1974: 202) erwähnen beide Arten aus dem tiefen Ober-
Hauterive von Speeton. Inzwischen konnten erstmalig beide
Arten in der mittleren discofalcatus-Zone des höheren
Ober-Hauterive von NW-Deutschland nachgewiesen wer-
den (Murtzrıos£, 1983: 15), wo sie zusammen mit phyloge-
netisch progressiven Formen von Hibolites jaculoides zu fin-
den sind. Da die Untergattung Boreioteuthis in NW-Europa
seit dem Berrias unbekannt ist, in der zentralrussischen Pro-
vinz jedoch persistiert, erscheint eine Einwanderung borealer
Formen in das NW-europäische Becken im höchsten Haute-
rive möglich. Geringfügig später wandert dann ebenfalls im
höheren Ober-Hauterive die für das Barr&me typische Unter-
familie Oxyteuthinae mit Praeoxyteuthis jasikofiana (Lanu-
sEN) von Norden her ein.
Die in der tiefsten regale-Zone von Speeton massenhaft
einsetzenden Hiboliten stellen einen Immigrationsschub
größten Umfanges dar. Dabei zeigt sich für diese Gruppe eine
große Variationsbreite, die Swınnerton (1952) zur Aufstel-
lung mehrerer Variationen veranlaßte. Hiboliten aus dem
299
französischen Valangin/Hauterive weisen eine ähnliche Va-
riationsbreite auf. Der Formenkreis um Hibolites jaculoides
bleibt + unverändert bis in das tiefe Ober-Hauterive erhalten
und unterliegt dann einer gleitenden Umwandlung (Murrek-
Lose, 1978). Aus den relativ großen, stark aufgeblähten For-
men, die den ursprünglich aus der Tethys eingewanderten
sehr nahe stehen, entwickelten sich im höheren Ober-Haute-
rive schlanke, zierliche Individuen, die wiederum fließend zu
dem für das Barr&me typischen Hibolites minutus SwINNER-
Ton überleiten. Bis in die Aegocrioceras-Schichten bestehen
also enge Beziehungen zu den Hiboliten der Tethys, dann
vollzieht sich im höheren Ober-Hauterive in NW-Europa
eine autonome Entwicklung, die unabhängig von derjenigen
der Tethys ist. Weitere Einwanderungsformen mediterranen
Ursprungs stellen die von MuTTErLosE (1979) erwähnten Ar-
ten Duvalıia lata (BaLinviLLeE) und Berriasibelus extinctorins
(RaspaıL) dar, die im hohen Unter-Hauterive und tiefen
Ober-Hauterive von NW-Deutschland und NE-England al-
lerdings in nur wenigen Exemplaren gefunden wurden. Die
Duvalien sind in der Tethys bereits seit dem Tithon mit den
Hiboliten vergesellschaftet, zeigen jedoch im Valangin/Hau-
terive, Provinzialismus. In der mediterranen Provinz sind
Duvalia und Berriasibelus, B. ist nur aus dem Valangin be-
kannt, dominant; in der SE-europäischen Provinz (Karpaten,
Krim, Kaukasus) Conobelus StoLLev und Psendobelus
BLAINVILLE.
Offensichtlich erreicht die Einwanderung mediterraner
Faunenelemente, die im tiefen Hauterive beginnt (vgl. Mı-
CHAEL, 1974: 29), ihren Höhepunkt im mittleren Hauterive
(regale-Zone des Unter-Hauterive, Aegocrioceras-Schichten
und staffi-Zone des Ober-Hauterive). Neben den Hiboliten,
die vereinzelt bereits im Valangın auftauchen, im tieferen Un-
ter-Hauterive schon massenhaft verbreitet sind, können auch
andere Belemnitengattungen aus der Tethys nach NW-Eu-
ropa einwandern. Dabei erfolgte bei den Hiboliten eine Mas-
senwanderung (= mass migration i. S. Rawson’s 1973) und
bei den Duvaliidae eine vereinzelte Einwanderung (= isola-
ted straying i. $. Rawson’s). Während es den Hiboliten ge-
lingt, sich in der Folgezeit in den neu besetzten Lebensräu-
men zu behaupten und sich weiterzuentwickeln, treten die
Duvaliidae im Hauterive nur kurzfristig in kleinen Gruppen
auf. Als Ursache für dieses Verhalten wird eine unterschiedli-
che Temperaturempfindlichkeit angenommen. Während sich
die Hiboliten infolge ihres eurythermen Charakters im borea-
len Reich durchzusetzen vermögen, ist dieses den stenother-
men Warmwasserformen der Duvaliidae nicht gelungen.
Tethyale Einwanderungsformen, die sich ähnlich verhal-
ten, sind bei den Ammoniten bekannt. So folgt die Gattung
Spitidiscus Kı.ıan dem Wanderungs-Muster der Duvaliidae;
diese Gattung ist aus der höchsten regale-Zone (Unter-Hau-
terive) und mittleren speetonensis-Zone (mittleres Ober-
Hauterive) von NW-Europa bekannt. Die Gattungen Ende-
moceras THIERMANN und Distoloceras Hyatt folgen hingegen
dem Hiboliten-Ausdehnungsmuster und entwickeln nach ih-
rer Einwanderung endemische Formen (vgl. Kemper, RawsoNn
& Tuızuroy, 1981). Das höchste Ober-Hauterive ist dann
wieder durch einen Immigrationsschub borealer Gattungen
und Arten von Norden her nach NW-Europa gekennzeich-
net. Neben den bereits erwähnten Acroteuthiden erscheinen
mit Praeoxyteuthis jasikofiana (LAHusen) die ersten Oxy-
300
teuthinae. Diese Unterfamilie spaltet sich wahrscheinlich im
Ober-Hauterive im Moskauer Becken von den Acroteuthi-
den ab und ist wenig später auch in NE-Europa zu finden
(MUTTERLOSE, 1982: 147).
2.4 BARREME
Nach Micharı (1979: 313) führten Regressionen bereits im
Ober-Hauterive zu einer Aussüßung des zentral- und süd-
polnischen Beckens, so daß die direkte Verbindung zwischen
Tethys und Borealgebiet unterbrochen ist. Nach MArEK &
Raczynska (1979: 453) erscheint in Mittelpolen noch Sıim-
birskites (Craspedodiscus) cf. discofalcatus (KOENEN), so daß
das höhere Ober-Hauterive in Polen noch marin entwickelt
ist, wenn sich hier auch boreale Fauneneinflüsse bemerkbar
machen. Im Barreme ist dann jedoch die Karpatenstraße ge-
schlossen (vgl. Abb. 4), womit bis zum Unter-Apt die borea-
len Meeresbecken in Mittel- und Nordeuropa — abgesehen
von den außereuropäischen Umgehungsstraßen — von der Te-
thys abgeschnitten sind.
Dieser Abschluß von der Tethys macht sich erwartungs-
gemäß in einer Faunenverschiebung bemerkbar. Der mediter-
rane Hibolites jaculoides, der noch in der discofalcatus-Zone
des Ober-Hauterive in NW-Europa häufig zu finden ist,
entwickelt an der Hauterive/Barreme-Grenze mit Hibolites
minutus SwINNERTON endemische Kümmerformen, die bis in
das Unter-Apt persistieren. Wie sich in Speeton gut beobach-
ten läßt, wandeln sich die schlanken, zierlichen Formen der
discofalcatus-Zone in „‚gleitender Populationsumwandlung“
in den für das gesamte Barreme typischen, kleinwüchsigen
Hibolites minutus. Offensichtlich persistierte jedoch die Ur-
sprungsform von Hibolites jacnloides (großwüchsige, deut-
lich keulenförmige Rostren) in der Tethys bis in das Barreme
unverändert, da ImmeL & MUTTERLOSE (1980: 262) eine eindeu-
tig ancestrale Form aus dem Grenzbereich Unter-/Mittel-
Barreme (alter Gliederung) NW-Deutschlands feststellen
konnten. Aus diesem überraschenden Fund ist einerseits ab-
zuleiten, daß es sıch bei A. minutus nur um einen Seiten-
zweig handelt, der im Unter-Apt endet. Andererseits setzt
sich die Stammgruppe um H. jaculoides, die in NW-Europa
für das Unter-Hauterive und tiefe Ober-Hauterive kenn-
zeichnend ist, mindestens bis in das mittlere Barr&me unver-
ändert fort. Weiterhin muß im Grenzbereich Unter-/Mit-
tel-Barr&me (alte Gliederung) über den sich öffnenden Atlan-
tik eine Verbindung des borealen Europas zur Tethys bestan-
den haben, so daß vereinzelte Exemplare von H. jacnloides
einwandern konnten. Diese Vermutung wird umgekehrt
durch Funde borealer Crioceratiten in Marokko unterstützt
(IMMEL & MUTTERLOSE, 1980: 265).
Dominierend im Barreme NW-Europas ist jedoch die im
höheren Ober-Hauterive aus dem borealen Bereich einge-
wanderte Unterfamilie Oxyteuthinae. Diese Gruppe scheint
sich im Bereich der russischen Tafel im Ober-Hauterive von
der Gattung Acroteuthis abgespalten zu haben und dann über
England in den Westbereich des borealen Reiches eingewan-
dert zu sein. In Speeton treten die Praeoxyteuthiden unver-
mittelt gehäuft in der höchsten varzabilis-Zone (= höchstes
Hauterive) auf, stratigraphisch ältere Funde sind aus England
bisher nicht bekannt. Die Praeoxyteuthiden scheinen in einer
Massenwanderung in diesen Bereich gelangt zu sein. Im Bar-
reme vollzieht sich innerhalb der Oxyteuthinae dann eine
Entwicklung. Nach MuTrerıose (1983) bilden die 10 Arten
eine fließende phylogenetische Reihe, die zu einer Zonenglie-
derung herangezogen werden kann: Praeoxytenthis jJasıko-
fiana, P. pugio (StoLLey), Anlacotenthis speetonensis (Pav-
LOW), A. compressa MUTTERLOSE, A. absolutiformis (Sın-
zow), A. descendens StoLı£v, Oxytenthis psendogermanica
MUTTERLOSE, ©. brunsvicensis (STROMBECK), O. germanica
StoLtey und O. depressa StoL£y. Sowohl für NW-Deutsch-
land als auch für NE-England ist die gleiche Abfolge kenn-
zeichnend; die ventral gefurchten Vertreter von Aulacoteu-
this sind auf das höhere Unter-Barreme beschränkt (vgl.
MUTTERLOSE, 1980: 242). Ähnliche, im höheren Ober-Haute-
X Oxyteuthis STOLLEY
X Aulacoteuthis STOLLEY
x Praeoxyteuthis
MUTTERLOSE
* Hibolites MONTFORT
A Chalalabelus
JELETZKY
Abb. 4. Paläobiogeographie der Belemniten im Barreme NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Mee-
resgebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979).
BARREME
301
Stufe
Unter-Barr&me
Ober-Barr&me
Unterstufe
Belemnitenart
==
Praeoxyteuthis Jasıkofana
(LAHUSEN)
Praeoxyteuthıs pugıo
(STOLLEY)
Aulacoteuthis speeto-
nensıs (PAVLOW]
Aulacoteuthıs compressa
MUTTERLOSE
Aulacofeuthis absoluti -
formıs (SINZOW)
Aulacoteuthis descendens
STOLLEY
Oxyteuthis pseudogerma-
nica MUTTERLOSE
Oxyteuthıs brunsvicensis
(STROMBECK)
Oxyteuthis germanica
STOLLEY
Oxyteuthis depressa
STOLLEY
Hibolites minutus
SWINNERTON
Hibolites jaculoıdes
SWINNERTON
Hibolites obtusırostris
(PAVLOW)
—L_
Chalalabelus aft.
renniei (SPATH)
Tab. 4. Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem-
nitenarten im Barreme NW-Europas. Nach MUTTERLOSE (1983).
rive des borealen Reiches auftretende und von SWINNERTON
(1955: XXX VI) und GLasunova (1969: 221) zu Aulacoteuthis
gestellte Belemniten, sind der Untergattung Acroteuthis (Bo-
reioteuthis) zuzurechnen.
Stratigraphisch älteste Vertreter der Oxyteuthinae werden
aus dem Berrias/Valangin von Spitzbergen (BLUTHGEN, 1936:
37) und dem Valangin Polens (Braszkıewıicz, 1963: 415) be-
schrieben. Das von BLUTHGEN als Oxyteuthis brunsvicensis
bestimmte Exemplar (Mo 2979) muß aufgrund des Rostrum-
baues und der kurzen Apikalfurche der Gattung Acroteuthis
zugeordnet werden.
Auch die aus dem Valangın Polens (Platylenticeras-Schich-
ten und Dichotomiten-Schichten) als Oxytenthis primus
Braszkızwıcz abgebildeten Rostren gehören allein aufgrund
ihres extrem konischen, cuspiteuthis-ähnlichen Umrisses und
der dabei großen Apikallänge nicht zu den Oxyteuthinae.
Saks & NALnvaEvA (1972: 218) halten diese Art für einen Ver-
treter der Cylindroteuthinae, bei der es sich wahrscheinlich
um A. (A.) explanatoides handeln dürfte. Oxyteuthinae sind
bisher aus der Tethys unbekannt, lediglich Srovanova-VeR-
GıLova (1970: 62) nennt Oxytenthis sp. (? ex. gr. Jasikovi
(LAHusen) aus Bulgarien, doch dürfte das abgebildete Ro-
strum eher den Belemnopseidae (Hibolites 2) zuzuordnen
sein.
Neben langen Wanderwegen durch den Atlantik können
dabei vor allem ökologische Gründe (Temperatur) eine Rolle
gespielt haben, bei den borealen Oxyteuthinae handelt es sich
eher um Kaltwasserformen. Zudem waren in der Tethys die
Lebensräume der Oxyteuthinae durch andere Belemniten-
gruppen besetzt (Belemnopseidae und Duvaliidae).
SS NPIR
Im Unter-Apt öffnet sich erneut eine Meeresverbindung
zwischen dem mediterranen und borealen Meeresraum (Mı-
CHAEL, 1979: 314). Während im polnischen Becken weiterhin
limnisch-brackische Serien abgelagert werden, entsteht über
Nordfrankreich und Südengland eine Verbindung zur Te-
thys; später, im höchsten Ober-Apt (nolani-jacobi-Zone),
entwickelt sich auch die Pariser Straße. Das polnische Becken
erfährt ebenfalls bereits im Ober-Apt marine Einflüsse. Somit
bringen im Apt warme Meeresströmungen eine reiche steno-
therme Benthosfauna in das SE-englische Unterkreide-Bek-
ken. Boreale Belemniten sind mit Oxyteuthis senilis STOLLEY
nur noch ganz vereinzelt im Apt NW-Deutschlands zu fin-
den. Es handelt sich um extrem kleinwüchsige Kümmerfor-
men, die sich nach Srorıey (1925: 38) bis in das mittlere
Ober-Apt fortsetzen.
Neue tethyale Belemniten erscheinen mit Neohibolites
ewaldi (v. StroMBEck) erstmalig in der deshayesi-Zone des
mittleren Unter-Apt, daraus leiten sich nacheinander
N. clava Stoızy, N. inflexus SroLıey und N. wollemanni
STOLLEY, eine von StoLLEy (1911) beschriebene phylogeneti-
sche Reihe ab, die für das höhere Unter-Apt und Ober-Apt
Oxyteuthis STOLLEY
® Neohibolites STOLLEY
+ Duvalıa
BAYLE & ZEILLER
£ Parahibolites STOLLEY
%* Hibolites MONTFORT
EB Vectibelus JELETZKY
Conoteuthiıs D’ORBIGNY
Abb. 5. Paläobiogeographie der Belemniten im Apt NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Meeres-
gebiete; gestrichelt: Verbreitung der Wealden-Fazies; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belemniten.
Umgezeichnet nach MICHAEL (1979).
(Gliederung nach Kemper, 1978) NW-Europas kennzeich-
nend ist. Da diese Arten, abgesehen von N. ewaldi, auch aus
der Tethys (Bulgarien) bekannt sind (SrOvanova-VERGILOVA,
1964, 1970), handelt es sich nicht um eine endemische Ent-
wicklung, etwa vergleichbar derjenigen von Hibolites jacn-
loides SwiNNErTON im Ober-Hauterive. Offensichtlich bilden
NW-Europa und die Tethys hinsichtlich der Neohiboliten-
vergesellschaftung einen einheitlichen Raum. Da keine neue-
ren Arbeiten über die Verhältnisse im SE-französischen
Raum vorliegen, kann derzeitig keine Aussage über den Ur-
sprung der Neohiboliten gemacht werden. Wahrscheinlich
haben sie sich an der Grenze Barr&me/Apt in SE-Frankreich
von Mesohibolites StoLLey abgespalten. Eine weitere Gat-
tung ist mit Parahibolites duvaliaeformis (StoLLEY) in weni-
gen Individuen im Ober-Apt NW-Deutschlands vertreten.
Für die Tethys ergibt sich im Apt dabei folgende Verteilung
der Gattungen der Belemnopseidae und Duvaliidae:
Von den zu den Belemnopseidae zählenden Gattungen sind
nur noch Parahibolites (?) SroLLey, Mesohibolites StoLLEY
und Neohibolites SroLLEY bekannt. Mesohibolites und Neo-
hibolites sind sowohl in der mediterranen Provinz (Spanien,
APT
Stufe
Unter-Apt
Ober-Apt
Unterstufe
Belemnitenart
Neohibolites ewaldı
(v STROMBECK)
Neohibolıites clava
STOLLEY
un Neohibolites ınflexus
STOLLEY
[yet ern Neohibolites wollemanni
STOLLEY
Parahıbolites duvalıae-
formis (STOLLEY)
Duvalıa grasıana
(DUVAL-JOUVE)
Hıbolıtes mınutus
SWINNERTON
Oxyteuthis senılis
STOLLEY
Conoteuthıs dupinıana
D’ORBIGNY
Vectibelus vectensis
(SPATH)
Tab. 5. Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem-
nitenarten im Apt NW-Europas. Nach STOLLEY (1911) und JE-
LETZKY (1981).
SE-Frankreich), als auch in der SE-europäischen Provinz zu
finden (Lirro-Bevia, 1975; VAsıcEr, 1978a, 1978b; StoyAano-
va-VERGILOVA, 1964, 1965a, 1970; SCHWETZOFF, 1919).
Die zu den Duvaliidae rechnenden Gattungen Duvalia
BavıE & ZeEıLLer, Pseudoduvalia Narr, Berriasibelus De-
LATTRE, Castellanibelns CoMBEMOREL, Pseudobelus Bram-
vır.E und Conobelus StoLLey sind im Tethysbereich nur noch
mit Duvalia vertreten.
Duvalia trittmit D. lata (BramviLıe) erstmalig im Tithon
der Tethys auf, die nach Comsemor£L (1973: 142) bereits im
Unter-Tithon erscheinende Duvalia conica (BLAINVILLE) wird
hier mit Vasıcek (1978a) Conobelus STOLLEY zugeordnet. In
der tiefen Unter-Kreide (Valangin, Hauterive) erreicht Du-
valia mit einer Reihe von Arten ihren Höhepunkt in der Te-
thys, im Barr&me erfolgt eine deutliche Abnahme.
In SE-Frankreich ist D. grasiana (DuvaL-Jouvz) die ein-
zige Duvalienart, die noch aus dem Barreme und Apt bekannt
ist, alle anderen Arten sterben spätestens an der Hauteri-
ve/Barreme-Grenze aus (COMBEMOREL, 1973: 179). STOYANO-
va-VErGILOVA (1964, 1965b) nennt aus dem Unter-Barreme
Bulgariens noch D. binervia (Rasraır), D. dilatata majo-
riana STOYANOVA-VERGILOVA, aus dem Ober-Barreme D. ga-
grica SCHWETZOFF sowie D. grasiana (DuvaL-JouvE). Im Apt
kommen außer D. grasiana keine weiteren Arten vor.
Während ein Großteil der Arten (D. lata (BıLaınviLıe),
D. dilatata (BramviLıe), D. emerici (RaspaıL), D. binervia
(Raspaır), D. grasiana und D. hybrida (Duvar-Jouve)) der
mediterranen und der SE-europäischen Provinz gemeinsam
sind, gibt es einige Arten, die bisher nur aus der SE-europäi-
schen Provinz bekannt sind (D. tereshkovae STOYANOVA-
VerGiLovA, D. gagrica, D. rafaeli StovanOVA-VERGILOVA,
D. madarica STOYANOVA-VERGILOVA).
Die Verbreitung von Duvalia BayıE & ZEıLLer beschränkt
sich auf Spanien, Frankreich, Nord-Afrika, Schweiz, Süd-
deutschland, Italien, Jugoslawien, Bulgarien, Krim, Kauka-
sus und Schlesien. Wenige Arten sind von Madagskar be-
kannt (D. lata und D. dilatata) sowie aus Mogambique;
D. lata mit einem Exemplar auch aus England.
Aus dem mittleren Ober-Apt von N-Deutschland nannte
bereits von KoEnen (1902) Vertreter der Gattung Duvalıa,
die von SroLıey (1911: 68) beschrieben wurden. STOLLEY ver-
eint alle norddeutschen Formen unter D. grasiana, obwohl
diese eine sehr viel größere Variabilität als die südfranzösi-
schen Formen haben.
Uns lagen etwa 130 Duvalien aus dem mittleren Ober-Apt
der ehemaligen Ziegelei-Tongrube Kastendamm (8 km NW
Hannover) vor. Dieser Formenkreis zeigt eine erhebliche Va-
riationsbreite, da neben langgestreckten, typischen grasia-
na-Formen auch kurze, gedrungene, z. T. an D. conica
(= Conobelus conica) erinnernde Formen auftreten.
Besonders interessant an diesem Vorkommen ist das ex-
trem häufige Auftreten von D. grasiana, während diese Art
in den zeitgleichen Ablagerungen des mediterranen Raumes
sehr selten ist.
Allerdings läßt sich auch in N-Deutschland eine unter-
schiedliche Verteilung erkennen. Vereinzelte Vertreter von
D. grasiana nennt Stozey (1911: 71) aus dem Unter-Apt
(bodei- und deshayesi-Zone alter Gliederung), häufig wird
die Art jedoch erst in den bunten inflexus-Mergeln des
303
Ober-Apt (= Ober-Gargas). Während in den bunten infle-
xus-Mergeln von Kastendamm durch StoLz£y hunderte von
Individuen geborgen wurden, tritt D. grasiana in den litho-
logisch sehr ähnlichen und stratigraphisch gleich alten Schich-
ten von Sarstedt erheblich seltener auf. In dem heute noch zu-
gänglichen Profil der Zgl. Gott bei Sarstedt konnten seit
StorLzey’s Aufsammlungen um die Jahrhundertwende trotz
mehrerer Profilaufnahmen (RoHun, 1959; Tarkıan, 1968;
ALIMIRZAIE, 1972) und ausgedehnter Sammeltätigkeiten in
den inflexus-Mergeln keine weiteren Duvalien mehr gefun-
den werden.
Insgesamt ist das Apt NW-Europas durch Belemniten te-
thyaler Abstammung (Neohibolites, Parahibolites, Duvalıa)
gekennzeichnet, boreale Formen (Oxyteuthis) treten nur
noch ganz vereinzelt auf. Offensichtlich konnten die tethya-
len Gattungen auf den sich öffnenden Verbindungswegen aus
der Tethys in das boreale Reich einwandern. Da keine Kon-
kurrenten vorhanden waren, wurden die neuen Lebensräume
erfolgreich besetzt. Während sich die weniger anspruchsvol-
len Neohiboliten bereits im Unter-Apt erfolgreich durchset-
zen konnten, erscheinen Duvalien erst in den inflexus-Mer-
geln. Die als Flachwassersedimente zu deutenden bunten :n-
flexus-Mergel boten den Duvalien optimale Bedingungen.
Nach Gaipa, KEMPER & ZIMMERLE (1978: 59) erfolgte im mitt-
leren Ober-Apt in N-Deutschland eine epirogenetische Dif-
ferentialbewegung, in deren Verlauf die Pompeckj’sche
Schwelle gehoben wurde. Infolge der Hebung NW-Deutsch-
lands veränderten sich die Meeresströmungen, die Verbin-
dung nach Westen über die zentralen und SW-Niederlande
wurde breiter geöffnet. Möglicherweise kann diese Verände-
rung der Strömungen als Ursache für die plötzliche massen-
hafte Einwanderung von Duvalia angesehen werden. Im
Verlauf dieser Öffnung nach Westen ist Duvalıa eingewan-
dert und hat sich kurzfristig entfaltet, da sich optimale Le-
bensbedingungen boten (große, gut durchlüftete Flachwas-
serbereiche). Im höheren Ober-Apt (Clansayes) kam es dann
zu einem starken Wandel der Milieu- und Sedimentationsver-
hältnisse im NW-deutschen Becken. Die bunten inflexus-
Mergel werden durch dunkle, karbonatarme Tonsteine abge-
löst, die größere Wassertiefe und geringeren Sauerstoffanteil
andeuten. In diesem Milieu konnte sich die im Gegensatz zu
Neohibolites offenbar sehr empfindliche Duvalia nicht
durchsetzen. MicHAEL (1979: 316) verweist auf das starke Zu-
rücktreten kalkschaligen Phyto- und Zooplanktons in den
dunklen Tonen der nolani- und jacobi-Zone des höheren
Ober-Apt und erklärt dies durch Absenkungsvorgänge, die
zu einer Wassertiefenzunahme im zentralen Beckenbereich
NW-Deutschlands führen, in deren Verlauf auch bisherige
Schwellen und küstennähere Flachwasserregionen erfaßt
werden.
2.6 ALB
Während sich die paläogeographischen Verhältnisse des
höchsten Ober-Apt bis in das tiefere Unter-Alb fortsetzen,
werden die Konturen des niedersächsischen und südengli-
schen Beckens durch eine Transgression im höheren Unter-
Alb geändert. Nach Michaeı (1979: 316) entstehen örtlich in-
folge der Transgressionen bereits von der schrammeni-Zone
an, großräumiger von der tardefurcata-Zone an Biotope des
Neohibolites STOLLEY
Pavloviteuthis
SHIMANSKY
Abb. 6.
Paläobiogeographie der Belemniten im Alb NW-Europas. Schraffiert: Festland; weiß: Meeres-
gebiete; helle Pfeile: Wanderweg mediterraner Belemniten. Umgezeichnet nach MICHAEL (1979).
ALB
Stufe
Unter-Alb Mittel-Alb
Unterstufe
Ober-Alb
Belemnitenart
Neohibolites strombecki
STOLLEY
Neohibolıtes mınor
STOLLEY
Neohibolıtes mınımus
minımus (MILLER)
[1
Neohıibolites mınımus
obtusus STOLLEY
Neohibolites mınımus
pınguıs STOLLEY
Neohibolıtes oxycaudafus
SPAETH
Neohibolıtes ernsti
SPAETH
Neohibolıtes praeultımus
SPAETH
em)
Pavlovıteuthis cantıana
(SPATH)
Tab. 6.
Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belem-
nitenarten im Alb NW-Europas. Nach STOLLEY (1911), SPAETH
(1971) und JELETZKY (1981).
litoralen Flachwassers. Ab Mittel-Alb wird der Meeresraum
in NW-Europa großregional erweitert, es bestehen nun zwei
Verbindungen zur Tethys, die noch im Apt vorhandene
Pompeckj’sche Schwelle existiert nicht mehr.
Mit dieser Transgression gelangen wieder tethyale Neohi-
boliten nach NW-Europa. Die für das Unter-Alb typischen
Neobhibolites strombecki StoLıey und N. minor SToLLEY sind
nur selten zu finden?). Dahingegen bildet der von SpaErH
(1971) neu beschriebene Formenkreis um Neohibolites mini-
?) Die Frage der Existenz einer eigenständigen Art „N. minor“ ist
bisher nicht erneut geklärt worden.
mus (MitLer) sowohl in N-Deutschland als auch in S- und
NE-England mit N. minimus pinguis SroLLey, N. minimus
minimus (MiLLer) und N. minimus obtosus STOLLEY ım Mit-
tel- und Ober-Alb typische Formen, die jedoch auch aus der
Tethys (Frankreich, Bulgarien, Sardinien, Südrußland) be-
kannt sind. Die sich im Ober-Alb aus N. minimus entwik-
kelnden Arten N. oxycandatus SPAETH, N. ernsti SPAETH und
N. praeultimus SpAetH, die in dieser Unterstufe Leitwert be-
sitzen, wurden bisher nur in NW-Europa (Deutschland,
England) festgestellt. Die im unteren Cenoman weit verbrei-
tete Art N. ultimus (D’Orsıcny), die wieder sowohl in
NW-Europa als auch in der Tethys zu finden ist, stellt nach
Storzey (1911) das Endglied in der Entwicklung der Neohi-
boliten dar. Nach Untersuchungen von SpaETH (1971: 52)
dürfte sich N. ultimus direkt von N. ewaldi aus dem Apt ab-
leiten lassen und nicht über den minimus-Formenkreis i. e. S.
Im Gegensatz zu den Hiboliten ist also für Neohibolites,
abgesehen von den Arten N. oxycandatus, N. ernsti und
N. praeultimus, die aber möglicherweise im Mediterranbe-
reich noch gefunden werden, keine endemische Entwicklung
für NW-Europa nachweisbar. Die Ursache für den unter-
schiedlichen Verlauf der Entwicklung beider Gattungen in
305
NW-Europa könnte in der verschiedenartigen paläogeo-
graphischen Situation gesehen werden. Da seit dem Unter-
Alb in NW-Europa großräumige Flachmeerbereiche mehrere
direkte Verbindungen zur Tethys hatten, konnte jederzeit
genetischer Nachschub ungehindert in das NW-europäische
Epikontinentalmeer einwandern. Im Gegensatz dazu stehen
die paläogeographischen Verhältnisse im Hauterive; von des-
sen höchsten Zonen es bis in das Unter-Apt keine Verbindung
zur Tethys mehr gab.
3. URSACHEN FÜR DIE DIFFERENZIERUNG DER UNTERKRETAZISCHEN
BELEMNITENFAUNEN
Stevens (1973: 395) führt eine Reihe von Gründen für die
Bildung tiergeographischer Reiche und Provinzen an, die
durch unterschiedliche Belemnitenvergesellschaftungen cha-
rakterisiert sind. Neben vorgegebenen Umweltfaktoren wie
Salinität, Meeresströmungen und paläogeographische Ver-
hältnisse, dürften biologische Gründe wie die unterschiedli-
che Temperaturempfindlichkeit einzelner Gattungen eine
Rolle gespielt haben.
Danach handelt es sich bei den tethyalen Belemniten um
Formen, die warme und tropische Gewässer bewohnten,
während ım borealen Reich stenotherme, an das Leben im
kühlen Wasser adaptierte Formen lebten. Den Provinzialis-
mus innerhalb der Tethys erklärt Stevens (1973: 395) durch
unterschiedliche Wassertemperaturen. Danach ist für die me-
diterrane Provinz mit tropischen, für die SE-europäische
Provinz mit warmen Wassertemperaturen zu rechnen.
STEVENS (1965) unterstützte diese Annahmen durch wenige
Paläotemperaturwerte, die aus den Rostren borealer sowie
mediterraner Belemniten gewonnen wurden und tatsächlich
bei den borealen Formen niedriger liegen als bei den mediter-
ranen. Nach SpAETH, Hoers & VETTER (1971) dürften die all-
gemein aus den '#0/!0 Isotopenverhältnissen der calcitischen
Belemnitenrostren ermittelten Paläotemperaturen jedoch
nicht zuverlässig sein, da zu weitgehende diagenetische Ver-
änderungen bei der Fossillisation die ursprünglichen Verhält-
nisse überlagern.
Grundvoraussetzung für eine Einwanderung der Tethys-
Belemniten in der Unter-Kreide nach NW-Europa waren
günstige paläogeographische Verhältnisse, da nur zu Zeiten
direkter Meeresverbindungen mit der Tethys diese Belemni-
ten dominieren; im Hauterive handelt es sich um Hibohlites,
im Apt und Alb um Neohibolites. Je nach Intensität der Ver-
BERRIAS
en
Tethys-Belemniten Boreale Belemniten Diplobelid
Belemnopseidae + Duvaliidae Cylindroteuthinae + Oxyteuthinae Alesaleke
>= m = Fo In ern ae]
=| < ı >
— > oo
[4 [=] wu Ru)
E 5| „£2|s2|.e
21%. |& [a8 lu223|22|&|2 g el
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I] I
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Ei m
I] I
I] m
I] I
= H
I] I]
= H
Tab. 7.
Stratigraphische Verteilung
Belemnitengattungen in der
Unter-Kreide NW-Europas
verschiedener
= Stratigraphische Verbreitung
Stratigraphische Verbreitung
in der Tethys in NW-Europa
Stratigraphische Verbreitung Stratigraphische Verbreitung
im borealen Gebiet unsicher
306
bindung erfolgte eine zeitlich beschränkte einmalige Einwan-
derung (Hibolites im Unter-Hauterive), oder über einen län-
geren Zeitraum (Neohibolites im gesamten Apt und Alb).
Umgekehrt dominieren boreale Belemniten in NW-Europa
nur dann, wenn die Verbindungen zur Tethys geschlossen
sind (im Berrias und Valangin Acroteuthis, im Barreme die
Oxyteuthinae).
Auch zu Zeiten der Dominanz von Tethys-Belemniten be-
standen Verbindungen zum arktisch-borealen Bereich, so daß
eine Einwanderung borealer Belemniten also von den paläo-
geographischen Voraussetzungen her möglich war. Da diese
jedoch nicht erfolgte, ist es naheliegend, für die Zeiträume
stärkerer Tethys-Einflüsse ökologische Bedingungen zu
postulieren, die eine Einwanderung borealer Belemniten un-
möglich werden ließ. Eine wesentliche Rolle könnte hierbei
der klimatische Faktor gespielt haben, wonach für die Zeiten
von Tethys-Einflüssen höhere Wassertemperaturen für den
NW-europäischen Bereich anzunehmen sind. Bei den borea-
len Belemniten handelt es sich dann möglicherweise um ste-
notherme Kaltwasserformen; diese Temperaturgebundenheit
der borealen Belemniten würde auch deren Fehlen in der Te-
thys erklären.
Innerhalb der Tethys-Belemniten lassen sich zwei Gruppen
unterscheiden: 1. Hibolites, Neobibolites und 2. Duvalia,
Berriasibelus, Parahibolites. Während die erste Gruppe mas-
senhaft in NW-Europa erscheint, tritt die zweite Gruppe nur
vereinzelt auf (‚‚isolated straying‘‘), lediglich zu Zeiten opti-
maler Bedingungen (inflexus-Mergel) steigt die Individuen-
zahl kurzfristig an. Als Ursache für diese beiden verschiede-
nen Einwanderungsweisen könnte eine unterschiedliche
Temperaturgebundenheit der beiden Gruppen angesehen
werden: Bei Hibolites und Neohibolites handelt es sich um
adaptionsfähige eurytherme Warmwasserformen, während
Duvalia, Berriasibelus und Parahibolites, neben den anderen
Gattungen der Tethys, die in NW-Europa nicht erscheinen,
stenotherme Warmwassergattungen sind.
Mit dem Argument allein, daß die Tethys-Belemniten mit
Warmwasserströmungen NW-Europa erreicht haben kön-
nen, ist das Fehlen der zweiten Gruppe nur schwer zu erklä-
ren.
Da die Duvaliinae nur selten in den ewaldi-Mergeln, häufig
in den stratigraphisch folgenden inflexus-Mergeln und über-
haupt nicht mehr im überlagernden höheren Ober-Apt
(Clansayes) zu finden sind, scheinen noch andere Gründe
eine Rolle gespielt zu haben.
Insgesamt scheinen Belemniten aus ökologischen Gründen
an Flachwasserregionen gebunden gewesen zu sein. Obwohl
Belemniten als aktive Schwimmer unabhängiger von ökologi-
schen Faktoren waren, dürften sie doch Flachwasserareale
bevorzugt haben, da hier das größere Nahrungsangebot vor-
handen war.
Möglicherweise sind die Duvalien noch stärker als andere
Belemniten (Hibolites, Neohibolites, Acroteuthis, Oxyteu-
thinae) an Flachwasserregionen gebunden gewesen, die ihre
größte Verbreitung in den bunten inflexus-Mergeln des
Ober-Apt (Obergargas) hatten. In den schwarzen Tonsteinen
des höheren Ober-Apt (Clansayes), die tieferes Wasser an-
deuten als die bunten inflexus-Mergel, kommt es insgesamt
zu einer Faunen-Verarmung, von der natürlich auch die Du-
valien betroffen sind.
Es wäre zu überlegen, ob es sich bei den Duvalien im Ver-
gleich zu den anderen Belemnitengattungen nicht um wesent-
lich schlechtere Schwimmer gehandelt hat. Für eine derartige
Vermutung spricht die ‚‚aberrante“ Rostrenform sowie die
unübliche dorsale Alveolarfurche.
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Zn | » [ München, 1.Jal 1985 ISSN 0373_0027
Les Algues cretacees (Barremien a Coniacien)
ALAIN-FRANCOIS POIGNANT*)
Avec 1 figure dans le texte
RESUME
Le cortege des Algues rouges est constitue de 27 genres et 78
especes dont la repartition est analysee. De leur cöt£, les Al-
gues vertes (Dasycladales) representent 26 genres et 70 especes
dont la distribution stratigraphique est differente de la prece-
dente. Une analyse plus precise montre le comportement cu-
rieux de l’Albien et du Cenomanien. Pour tenter d’expliquer
les observations faites, diverses hypotheses sont proposees et
discutees.
ABSTRNG@T
The assemblage of red Algae shows 27 genera and 78 species
whose distribution is studied. Green Algae (Dasycladales) are
represented by 26 genera and 70 species. Their stratigraphic
distribution is different from the preceding one. A more accu-
rate analysis points out a curious phenomenon during Albian
and Cenomanian. To attempt to explain the observations
made, various hypothesis are proposed and discussed.
KURZFASSUNG
Im Zeitbereich von Barreme bis Coniac treten 27 Gattun-
gen mit 78 Arten von Rot-Algen auf. Ihre Verteilung inner-
halb dieses Zeitbereiches wird diskutiert. Die Grün-Algen
(Dasycladales) sind mit 26 Gattungen und 70 Arten vertreten.
Die stratigraphische Verteilung beider Gruppen ist unter-
schiedlich. Eine genaue Analyse offenbart eine eigenartige,
gegenläufige Häufigkeitsverteilung beider Gruppen während
des Alb und Cenomans. Einige Hypothesen zur Erklärung
dieses Phänomens werden diskutiert.
AS ABGUES;VERTES (DASYGCEADATES)
1. GENRES
D’apres une bibliographie volontairement limitee aux gen-
res et especes dont les descriptions et les determinations sont
sans ambiguite et arretee ä une date donn£e, on peut reperto-
rier 26 genres dans les etages compris entre le Barremien et le
Conacien inclus.
Il reste entendu que la r&partition des genres est parfois dif-
ficile A suivre car certains d’entre-eux semblent se maintenir
durant toute la periode envisagee sans Etre necessairement
presents dans tous les Etages. Cette remarque est egalement
valable pour l’ensemble des Algues rouges.
*) A.-F. POIGNANT, Universite Pierre et Marie Curie, Laboratoire
de Paleontologie des Algues et Invertebres, 4, place Jussieu, 75230
Paris cedex 05 (France).
Quelques faits remarquables peuvent £tre soulignes:
3 genres (11%) disparaissent au cours du Barremien Acti-
noporella, Epimastopora et Macroporella).
12 genres (46%) s’eteignent vers le passage Aptien-Albien
(Acroporella, Angioporella, Crinella, Diplopora, Euspondy-
loporella, Helioporella, Kopetdagaria, Macroporella, Monte-
negrella, Pseudoactinoporella, Pseudoclypeina, Suppililin-
maella).
2 genres (7%) ne franchissent pas la limite Cenomanıen-
Turonien (Harlanjohnsonella et Linoporella).
3 genres (11%) disparaissent ä la limite Turonien-Conia-
cien (Cylindroporella et Triploporella).
Il est enfin interessant de remarquer que 2 genres seulement
apparaissent durant le laps de temps consid£re et cela & la lı-
mite Albien-Cenomanien (Cymopolia et Harlanjohnsonel-
la). Ainsi, pour les genres le taux d’apparition durant le laps
de temps Barr&mien-Coniacien est de 0,07 seulement et le
taux de disparition de 0,76.
310
2. ESPECES
Dans les m&mes conditions de travail, on enregistre 70
especes correspondant ä 149 citations. La r£partition est la
sulvante:
Coniacıen: 9
Turonien: 14
Cenomanıen: 17
Albien: 15
Aptien: 40
Barremien: 54
ce qui correspond par unite de temps a:
Conıacıen: 2
Turonien: 2, 1
Cenomanıen: 2, 1
Albien, 1, 8
Aptien: 5, 7
Barremien: 9
EVOLUTION DE LA REPARTITION DES ESPECES
Conıacien
Turonien
Cenomanien
Albien
Aptien
Barremien
BEANEGWES
l. GENRES
Dans les memes conditions de travail, c’est-ä-dire en se lı-
mitant aux genres et aux especes dont les descriptions sont
sans ambiguite, on compte 27 genres disponibles. On peut si-
gnaler que 15 genres, environ, apparaitront apres le Santoni-
en. On constate ainsi qu’il y a presqu’autant de genres de
Rhodophytes que de Dasycladales.
Une analyse plus poussee permet de faire un certain nombre
de constations.
Huit genres (Lithoporella, Marinella, Parachaetetes, Per-
mocalculus, Petrophyton, Pycnoporıdium, Solenopora et
Thaumathopora) soit 30%, proviennent du Jurassique et se
poursuivent au moins durant le laps de temps considere.
Dix neuf genres (Agardhiellopsis, Amphiroa, Archaeolitho-
thamnium, Arthrocardia, Corallina, Cruoriella, Dermatholi-
ton, Distichoplax, Elianella, Jania, Kymalithon, Lithophyl-
lum, Lithothamnium, Melobesia, Mesophyllum, Paraphyl-
lum, Peyssonelıa, Pseudolithothamnium et Solenomeris) soit
70% apparaissent durant le meme laps de temps, du plus an-
cıen (Archaeolithothamnium A la base de l’Hauterivien, au
plus recent Distichoplax ä la base du Coniacien). Le taux de
renouvellement pour l’ensemble de la periode est de 0,70, va-
leur tres proche du taux de disparition des Dasycladales.
: especes nouvelles
: especes disparaissant
: especes communes avec au moins l’etage precedent
: especes disponibles
encoe»
Ainsi le taux de renouvellement des especes, ou encore le
especes nouvelles
especes disparaissant
rapport est de 2,07 pour le Barremien,
nul a l’Aptien, de 0,57 pour l’Albien, 1,8 pour le Cenoma-
nien, 0,2 pour le Turonien et nul pour le Coniacien.
Le rapport especes nouvelles donne des indications du
especes citees
meme ordre puisqu’il est le suivant: Barremien: 0,53; Ap-
tien: 0; Albien: 0,26; Cenomanıen: 0,52; Turonien: 0,07;
Coniacıen: 0.
especes nouvelles
especes disponibles
indications d’ensemble identiques. Barremien: 0,41; Ap-
Le rapport fournit de son cöte des
tien: 0; Albien: 0,05; Cenomanien: 0,12; Turonien: 0,01 et
Conıacıen: 0.
Si on envisage le phenomene sur l’ensemble du laps de
temps envisage (Barremien ä Coniacien) on peut retenir, en
resume, que le taux d’apparition des especes est de 0,72 et le
taux de disparition de 1,39. Ainsi le taux de disparition est su-
perieur au taux d’apparition, mais le processus est moins mar-
que pour les especes qu’il ne l’est pour les genres.
ROUGES
Enfin, on peut souligner que 13 genres appartiennent au
grand groupe des Corallinacees, groupe de 29 genres fossiles
connus de la base du Cretace au sommet du Neogene (et &
l’Actuel): on assiste donc ä une veritable eclosion.
Trois genres, soit 11% (Kymalıthon, au sommet de l’Albi-
en, Agardbiellopsis, base du Cenomanien et Permocalculus,
vers la partie inferieur du Turonien) disparaissent. Le taux de
disparition est faible, 0,11, soit exactementla tendance inverse
chez les Algues rouges que chez les Dasycladales.
2. ESPECES
Ilya78 especes distinctes, correspondant ä 187 citations.
La repartition est la suivante:
Coniacıen: 13
Turonien: 24
Cenomanıen: 36
Albien: 46
Aptien: 37
Barr&emien: 31
ce qui correspond par unite de temps ä:
Conıacıen: 3, 2
Turonien: 4
Cenomanıen: 4, 5
Albien: 5, 7
Aptien: 5, 3
Barremien: 5, 2
EVOLUTION DE LA REPARTITION DES ESPECES
Coniacien
Turonien
Cenomanıen
Albien
Aptien
Barremien
a: especes nouvelles
b: especes disparaissant
c: especes communes avec au moins l’etage precedent
d: especes disponibles
all
Ainsi, les taux de renouvellement des especes, ou encore le
— ———— est de 2 pour le Barremien,
especes disparues
10 pour l’Aptien, 4,75 pour l’Albien, 1,94 pour le Ceno-
manien, 0,22 pour le Turonien et 0,44 pour le Coniacien.
rapport
especes nouvelles
especes citees
legerement differentes, ce qui confirme l’originalite du Turo-
nien: Barremien: 0,19; Aptien: 0,27; Albien: 0,41; Conia-
cien: 0,86; Turonien: 0,08 et Coniacıen: 0,30.
donne des indications
Le rapport
especes nouvelles
especes disponibles
precedent: Barremien: 0,07; Aptien: 0,12; Albıen: 0,24;
confirme le point de vue
Le rapport
Cenomanien: 0,39; Turonien: 0,02; et Conıacıen: 0,05.
Pour l’ensemble du laps de temps considere (Barremien ä
Coniacien), on peut remarquer que le taux d’apparition des
especes est de 0,92 et le taux de disparition de 0,53. Ainsi le
taux d’apparition est sup£rieur au taux de disparition: le pro-
cessus est moins marqu& pour les especes qu’il ne l’est pour les
genres, et surtout il &volue en sens inverse pour les Algues
rouges que pour les Dasycladales.
GIENSEMBEE DES ALGUES ROUGES ET DES DASYCLADALES
Repartition des especes citees: Barremien: 25,3 %; Ap-
tien: 22,9 %; Albien: 18,2 %; Cenomanien: 15,2 %; Turo-
nien: 11,3 % et Coniacien: 6,5 %. La chute du nombre des
especes citees est permanente. De son cöte, le rapport
Algues rouges citees
Dasycladales cıtees
55,6 % d’Algues rouges). Il est de 1,03 pour les genres
est de 1,25 pour les especes (soit encore
(51 % d’Algues rouges) et de 1,11 pour les especes disponibles
(53 % d’Algues rouges); l’equilibre est presque atteint mais
le detail est plus interessant A suivre: Barremien: 0,57; Ap-
tien: 0,92; Albien: 3,06; Cenomanien: 2,11; Turonıen: 1,71;
Coniacien: 1,44; on remarque ainsiı un grand desequilibre
entre le Barr&mien et l’Albien. On assiste ainsi veritablement
a l’eclosıon des Corallinacees.
—— Rhodophycees
Coniacien
- Dasycladales
Turonien
Cenomaniıen
Albien4
Aptien
Barremien
A titre d’exemple, le rapport R/C (Rhodophycees, Chlo-
rophycees) est, actuellement de 2,2 a La Hougue/Cherbourg
ou de 2,6 ä Ste Honorine des Pertes (Calvados) mais de 5 a
Sercy et 6 ä Aurigny, selon que le mode est battu ou abrite.
La representation par graphique illustre fort bien l’essentiel
de la periode envisagee. Jusqu’ä l’Albien inclus, on constate
une concurrence tres nette entre les Algues rouges et les Dasy-
cladales, les courbes sont exactement en sens oppose puis A
partir de l’Albien le phenomene change totalement de nature
avec deux courbes presque paralleles, c’est-ä-dire que l’on as-
siste ä une diminution des deux corteges d’Algues. Les obser-
vations faites au cours du Cenozoique montrent que le phe-
nomene va A nouveau s’inverser avec une concurrence impi-
toyable entre les deux grands types d’Algues, concurrence qui
ira jusqu’& la quasi-disparition des Dasycladales de nos jours.
Expansion et declin resument cette periode.
Les explications doivent £tre cherchees, mais elles ne sont
pas toutes satisfaisantes. Il y a, c’est certain, des processus
evolutifs complexes qui nous Echappent presque totalement,
en particulier en ce qui concerne l’importante Eclosion des
Corallinacees vers la fin de !’Aptien. Il y a, c’est non moins
certain, une concurrence Ecologique tres nette, puisqu’on ne
trouve jamais ou presque les deux m&mes types d’Algues dans
les m&mes milieux: on ne fait peut-Etre alors que decaler le
probleme puisqu’il faut alors suivre l’evolution des plates-
formes carbonatees dont le type sedimentologique se modifie
de fagon nette entre le Cretace inferieur et le Cretace supe-
rieur, ou encore au cours du Cretace moyen dans la concep-
tion qui a Ete utilisee icı.
Il faut enfin preciser qu’un aspect particulier n’a pas ete re-
tenu ici, il s’agit du taux d’occupation ou encore du nombre
d’individus par unite de surface, donnee difficile A obtenir
mais qui peut modifier sensiblement et localement le raison-
nement; dans ce cas, c’est essentiellement l’aspect paleoecolo-
gique qui devra Etre retenu.
Il semble, compte tenu des informations susceptibles d’etre
reunies, que l’on puisse assez bien maitriser le raisonnement
qui interesse l’&volution du cortege algal en liaison avec les
conditions de sedimentation, mais des recherches delicates re-
stent ä faire en ce qui concerne la brusque acceleration de
l’evolution des Corallinacees ä l’Albien et au passage Apti-
en-Albien.
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313
ISSN 0373 — 9627
München, 1. Juli 1983
Les Ostracodes du Cenomanien et du Turonien des regions
stratotypiques. Relations avec les faunes mesogeennes
RENEE DAMOTTE*)
Avec 1 figure dans le texte et 2 tableaux
RESUME
Les Ostracodes du Cenomanien de la region type ont ete
recemment &tudies gräce A trois sondages. Des la base du Ce-
nomanien, la faune d’Ostracodes montre une association
comprenant des especes connues en Europe du Nord et des
especes Aaffınites mesogeennes. Le Turonien de laregion type
ne comprend que des especes d’Ostracodes ä affinites meso-
geennes, aucune espece du Turonien crayeux de l’Est du Bas-
sın de Paris n’y est presente.
ABSTRAGIT
Cenomanian Östracods from the type country were re-
cently studied in three boreholes. Since the lower Cenoma-
nian, the Ostracod fauna show species well known in the
North of Europe and species known in the South province
with mesogean affınities. The type country Turonian contains
only mesogean species, without species known in the chakly
Turonian from the eastern Paris Basın.
KURZFASSUNG
Von der Typregion des Cenomans wurden die Ostracoden
aus drei Bohrungen untersucht. Das Unter-Cenoman zeigt
eine Ostracoden-Vergesellschaftung mit bekannten Arten aus
Nordeuropa zusammen mit südlichen, mediterranen For-
men. Das Turon der Typregion dagegen enthält nur Arten aus
den südlichen Regionen und keine Arten wie sie aus dem
kreidig-kalkigen Turon des östlichen Pariser Becken bekannt
sind.
INTRODUIETION
Deux etudes pluridisciplinaires ont exe realisees sur le Ce-
nomanien et le Turonien des regions stratotypiques, Sarthe et
Touraine, regions situ&es toutes deux dans l’Ouest du Bassin
de Paris (France). Les resultats concernant les Ostracodes
*) R. DAMOTTE, Laboratoire associe au C.N.R.S. n? 319: Stratigra-
phie comparee et Laboratoire de Micropaleontologie de l’Univer-
vont£tre presentes brievement ici, surtout dans l’optique de la
comparaison de ces faunes avec celles connues dans !’Europe
du Nord et dans la province mesogeenne.
site Pierre et Marie Curie, 4 Place Jussieu, 75230 Paris Cedex 05,
France.
314
CENOMANIEN
„Cormes
[3
Courgenard
Fig. 1. Carte simplifiee de la region etudiee (Sarche & Touraine,
Ouest du Bassın de Paris.
L’&tage Cenomanien a ete cree par A. D’Orsıcny en 1847,
sans citation precise de stratotype, le nom de Cenomanien
provenant de la ville du Mans (Sarthe). P. JuiGnet (1974) are-
tenu comme region type celle situee au Nord-Est du Mans,
entre le Mans, Ballon, Theligny et Saint-Calais. Le Cenoma-
nien €tant mal visible a l’affleurement, troıs sondages ont ete
realises lors de la preparation du Congres Geologique Inter-
national de 1980: ä Ballon, Courgenard et Cormes (Sarthe).
Le sondage realise a Ballon a permis d’etudier le passage Al-
bien-Cenomanien et un Cenomanien inferieur, epais de 40
metres environ, compose, d’alternances de marnes plus ou
moins silteuses, argileuses ou sableuses selon les nıveaux.
La faune d’Ostracodes y est assez abondante et bien con-
servee. A la base se trouve une association caracteristique du
Cenomanien: Cytherella gr. ovata (ROEMER), Mandocythere
lapparenti (DamoTTE & GroSIDIER), Cornicythereis larivon-
rensis (D. et G.), Mauritsina dordoniensis (DAMOTTE), Vee-
nia tenera (DamoTte), Platycythereis minnita (DAmoTTE),
Neocythere vanveeni MERTENS, Cythereis (Rehacythereis) re-
ligata DamortE, Bairdia pseudoseptentrionalis (MERTENS),
Matronella matronae (DAMOTTE & GROSDIDIER), Veenia bal-
lonensis DamoTtE & GROSDIDIER, Schuleridea jonesiana
(Bosquer), Schuleridea tumescens DAmOTTE et des especes
nouvellement decrites dans ces niveaux inferieurs du Ceno-
manien inferieur: Dumontina sarthae DamoTTE et Comicyt-
hereis mainensis DAmoOTTE, Golcocythere sp. 48.
A ces especes presentes des la base du Cenomanien inferieur
s’ajoutent dans les niveaux un peu plus eleves du Cenomanien
inferieur: Cythereis (Rehacythereis) fournetensis DAMOTTE,
Pterygocythere rati DamoTTE, Veenia ? porrecta Couin,
Neocythere elongata CoLin et des especes recemment decrites
dans ces niveaux: Cythereis (Rehacythereis) posteroglabra
Damorte et Kamajcythereis occidentalis DAamoTTE.
Dans le sondage de Courgenard, au-dessus des gres du
sommet du Cenomanien inferieur, le Cenomanien moyen
montre une alternance de marnes, avec passages greseux et sa-
bleux, &paisse d’environ 25 metres et surmontee des sables du
Perche (niveau superieur du Cenomanien moyen).
La faune d’Ostracodes du Cenomanien moyen differe peu
de celle du Cenomanien inferieur; on peut y citer principale-
ment: Cythereis (Rehaoythereis) religata, Schuleridea tumes-
cens, Cythereis (Rehacythereis) fonrnetensis, Manritsina cla-
dechensis (DAmoTTE), Manritsina dordonıensis, Pterygocyt-
here rati, Veenia ballonensis (rares), Kamajcythereis dorsispi-
nata (Damorte), Neocythere elongata, Dumontina cereensis
(Damortte), Hazelina damottae Com, Spinoleberis petroco-
rıca (DAMOTTE).
Le sondage de Cormes a permis de reconnaitre au-dessus de
l’Albien, un Cenomanien inferieur &pais seulement d’une
douzaine de metres. La faune d’Ostracodes y est peu abon-
dante, avec la presence de: Veenta ballonensis, Cornicythereis
larivourensis, Mandocythere lapparenti, Centrocythere denti-
culata MERTENs et Neocythere vanveeni.
TURONIEN
Le terme de Turonien a ete cre& par A. D’ORrBIGNY en 1847;
il n’a pas indique£ de localite type precise mais simplement que
la region type £tait la region comprise entre Saumur et Mon-
trichard. En 1959, G. LECOINTRE a propose de retenir comme
coupe type celle de la vallee du Cher entre Fretevou et Saint-
Georges-sur-Cher. Un sondage realise a Civray-de-Tourai-
ne, par le Museum National d’ Histoire Naturelle de Paris, a
traverse la totalite du Turonien Epais de 110 metres environ.
Lors du Colloque sur le Turonien (1981), une etude pluri-
disciplinaire a Et realisee sur ce sondage et sur des affleure-
ments du Saumurois, les resultats concernant les Ostracodes
vont etre resume&s ici.
Dans le sondage de Civray-de-Touraine, au-dessus du Ce-
nomanien, trois associations d’Ostracodes ont pu Etre recon-
nues:
-Ala base: Hazelina divisa (DamoTTE), Spinoleberis petro-
corica (Damorte), Cythereis (Rehacythereis) fournetensis
(Damorte), Trachyleberidea geinitzi (Rzuss), Imhotepia sp.
80, Cythereis (Rehacythereis) civrayensis DAMOTTE;
— une seconde association assez peu abondante: Pterocyt-
here pulvinata DAmoTIE, Asciocythere polita DamoTTE, Dor-
doniella turonensis DamoTTE, Hazelına divisa;
— une association superieure: Veenia donzei BaBınoT,
Veenia sp. 15, Asciocythere polita, Cythereis (Rehacythereis),
grekovi DamoTTE, Golcocythere turonensis DamoOTIE, Neo-
cythere verbosa (DamoTTE), Mauritsina cuvillieri (Damor-
TE), Dordoniella turonensıs.
Au-dessus se trouvent les premiers niveaux coniaciens.
Les affleurements du Saumurois ont livre une microfaune
d’Ostracodes peu abondante:
— Ala base, dans la craie marneuse A Mammites nodosoides:
Trachyleberidea geinitzi, Spinoleberis petrocorica, Cythereis
(Rehacythereis) fournetensis, Cythereis (Rehacythereis) cıv-
rayensis, Imhotepia sp. 81, Pterygocythere pulvinata;
— dans le tuffeau de Säumur, zone ä Kamerunoceras turo-
nensis: Spinoleberis petrocorica, Trachyleberidea geinitzi;
315
dans la zone a Romaniceras kallesi: m&mes especes plus As-
ciocythere polita;
— dans les sables glauconieux: Asciooythere polita, Cythe-
reis (Rehacythereis) grekovi, Dordoniella turonensis, Golco-
cythere turonensis, Hazelina divisa, Mauritsina cuvillieri,
Neocythere verbosa, Planileberis praetexta (Damorte).
Cette derniere association correspondä celle des niveaux les
plus eleves du sondage de Civray (sous le Coniacien), ce qui
permet de penser que le Turonien sup£rieur est bien present
dans le Saumuroıis.
REPARTITION GEOGRAPHIQUE DES ESPECES DU CENOMANIEN
ET DU TURONIEN (STRATOTYPES) - RELATION AVEC LES FAUNES
D’EUROPE DU NORD ET DE LA REGION MESOGEENE
Le r&partition des principales especes d’Ostracodes ceno-
maniennes et turoniennes de la Sarthe et de Touraine est re-
sumee sur les deux tableaux suivants (1 et 2).
Pays ou
provinces
Ostracodes
Allemagne
Mandoeythere lapparenti
Neocythere vanveeni
Centrocythere denticulata
Cornieythereis larivourensis
Bairdia pseudoseptentrionalis
Matronella matronae
Schuleridea jonesiana
Veenia ballonensis
Pterygocythere rati
Kamajeythereis dorsispinata
Neocythere elongata
Schuleridea tumescens
Hazelina damottae
Spinoleberis petrocorica
Veenia tenera
Cythereis (R.) fournetensis
Platyeythereis minuita
Veenia? porrecta
Mauritsina eladechensis
Mauritsina dordoniensis
Cythereis gr. religata
Tableau 1.
moyen de la Sarthe (region type).
Les associations du Cenomanien inferieur de Ballon et du
Cenomanien moyen de Courgenard presentent un melange
d’especes connues dans la Sarthe, dans l’Est du Bassin de Paris
Est du Bassin
Quest du Bassin
Angleterre
de Paris
Aquitaine
Provence
Peninsule
Ibörique
Repartition geographique des principales especes d’Ostracodes du Cönomanien inferieur et
Pays ou
provinces
Touraine
Aquitaine
Provence
Pöninsule
Ibärique
Tableau 2. Repartition geographique des principales especes
d’Ostracodes du Turonien de Touraine (r&gion type).
eren Europe du Nord (Allemagne et Angleterre), et d’especes
connues dans la province Aquitaine-Provence ä affınites me-
sogäennes, certaines esp&ces ayant meme te signalees en Pe-
ninsule Iberique.
Ds la base du Cenomanien, des especes ä affinites mesoge-
ennes sont donc presentes dans l’Ouest du Bassın de Parıs.
Le sondage de Cormes, par contre, n’arevel& que des espe-
ces connues dans l’Est du Bassın de Parıs et la province de
l’Europe du Nord. Bien que la faune soit peu abondante, cela
montrerait que la limite de penetration de ces faunes ä affınites
mesogeennes se situerait vers une ligne Ballon-Courgenard,
Cormes £tant situ& tres legerement au Nord de cette ligne.
La faune du Turonien de la region type (Touraine) ne con-
tient pas d’especes connues dans la craie turonienne de l’Est
du Bassın de Paris. Cette faune appartient ä la province ä affi-
nites mesogeennes qui s’etend, en France, de la Touraine äla
Provence en comprenant l’Aquitaine; des affınıres avec les
faunes de la Peninsule Iberique sont egalement sensibles. Bien
que faisant partie geographiquement du Bassin de Parıs, la
Touraine appartenait, au Turonien, ä une province biogeo-
graphique plus meridionale.
Il faut noter que ces differences de faunes entre l’Est et |’
Ouest du Bassin de Parıs sont probablement dues ä des condi-
tions climatiques un peu differentes, car generiquement, les
faunes sont voisines et leur &cologie devrait tre peu differen-
te; tous ces genres sont des formes benthiques peu profondes
(milieu probablement circalittoral).
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Centres de Recherches Exploration Production ELF-Aqui-
taine (3 Pimpression). 5
ee Tan München, 1. Ja 1983 ISSN 03739627
Zur Biogeographie der europäischen Oberkreide-Bryozoenfauna
EHRHARD VOIGT*)
Mit 3 Abbildungen, 5 Tafeln und 1 Tabelle
KURZFASSUNG
Es wird erstmals der Versuch unternommen, die Bryozo-
enfauna der europäischen Oberkreide daraufhin zu überprü-
fen, ob auch bei ihr, ebenso wie bei anderen Fossilgruppen,
eine klimatisch motivierte Differenzierung in meridionale
„südliche“ ‚‚Tethys“-Formen und mehr ‚‚boreale“ bzw.
„nördliche“ Faunenelemente im mittel- oder nordeuropäi-
schen Bereich festzustellen ist.
Die Untersuchung ergab, daß sich zwischen dem tethy-
disch faunistisch stark beeinflußten aquitanischen Becken in
Südfrankreich und dem heute von ihm getrennten SW-Zipfel
des Pariser Beckens (Touraine, Dep. Indre-et-Loire, Loir-er-
Cher) einerseits und dem übrigen Pariser Becken andererseits
eine auch faziell bedingte, wenn auch während der verschie-
denen Kreidestufen fluktuierende Faunenscheide befindet.
Diese trennt einen nördlichen von einem südlich davon gele-
genen Bereich, der über das alpidisch gefaltete Gebiet der ei-
gentlichen Tethys weiter nach Norden hinausreicht und der
auch sonst durch das Vorkommen südlicher Faunenelemente
(Großforaminiferen, Rudisten, Korallen) charakterisiert ist.
Auf die Tethys beschränkte Bryozoenfaunen sind selten,
meist schlecht erhalten und daher wenig bekannt (Coniacium
von Villamartin, Maastrichtium von Olazagutia in der südli-
chen Pyrenäenkreide neben der altbekannten, aber wenig ty-
pischen ostalpinen Gosau-Fauna und kleinen Faunen im
nordafrikanischen Mediterrangebiet).
Das an den Südbereich nördlich angrenzende Schreibkrei-
de-Areal des englisch-französischen Kreidebeckens und des
norddeutsch-dänisch-baltischen Gebietes mitsamt seiner
Flachwasser-Randfazies in Westfalen, im subherzynen Bek-
ken und in Schonen beherbergt demgegenüber sehr viele aus
dem Südbereich nicht bekannte Genera und Spezies.
Auf Grund dieser sehr markanten Faunenunterschiede
werden daher charakteristische, meist erekte Bryozoen vor-
erst als ,„‚,Nord“- und ‚‚Süd“-Arten bezeichnet und zum Teil
abgebildet, (darunter auch eine Anzahl Originale von D’ORr-
BIGnY und GoLpruss). Ihre Zahl könnte erheblich vermehrt
werden. Die große Menge inkrustierender und sonstiger
merkmalsarmer Arten sowie neue Taxa, mußten ebenso wie
die Fauna der mediterran beeinflußten sächsisch-böhmischen
Kreide noch unberücksichtigt bleiben. Die Obermaastrich-
tium-Faunen des Cotentin (Manche) und der holländischen
Maastrichter Tuffkreide werden hinsichtlich ihrer Herkunft
(Einwanderung, z. T. von S oder vom Atlantik oder ende-
misch) diskutiert.
Neu aufgestellt wird das Cheilostomata-Genus Heteroco-
nopeum, das von Mittelfrankreich bis nach Tunis und Nigeria
verbreitet ist.
ABSIRAET
For the first time, an attempt is made to investigate the Eu-
ropean Upper Cretaceous bryozoan fauna as to whether there
exists a difference between meridional Tethys-forms and “bo-
real” or rather middle- to north European taxa as known from
other faunal elements. There is evidence that, at least, two
marked provinces may be distinguished. Between the Aquit-
anian basın in South France, the fauna of which is highly in-
*) E. VOIGT, Geologisch-Paläontologisches Institut und Museum
der Universität Hamburg, Bundesstraße 55, D-2000 Ham-
burg 13.
fluenced by the Tethys, and the southwest corner of the Pa-
ris-basın (Touraine, Dep. Indre-et-Loire, Loir-et-Cher), afa-
cies-conditioned boundary exists, which fluctuated consider-
ably during Upper Cretaceous stages. This boundary separa-
tes the southern area, which extends much to the north of the
Alpine orogenetic belt and includes the Aquitaine- and the
Provence-basins and the southwestern border ofthe Paris-ba-
sin, from the northern ““boreal” or middle European region.
Bryozoan faunas confined to the Tethys realm proper are
rare, mostly badly preserved and little known (Coniacian of
Villamartin, Maastrichtian of Olazagutia in the southern Py-
318
reneans, in addition to the rather atypical Gosau-bryozoan
fauna within the East-Alps, known for a long time as well as
the smaller faunas in the Mediterranean belt of North Africa
and Asia).
In the white-chalk region including the Anglo-Parisian ba-
sin and the adjoining chalk area of North Germany, Denmark
and the Baltic region, with their marginal faces in Westfalia,
in the subhercynian basin and in South Scandinavia, many ge-
nera and species have lived, not recorded within the southern
area. Based upon these very significant faunal diversity, acon-
siderable number of characteristic erect bryozoans are preli-
minarily elected as “North” and “South” species and are illu-
strated on pls. 1-5, among which several holotypes of D’OR-
BIGNY and GoLDFuss are figured. Their number could be aug-
mented considerably. The great majority of incrusting and
other forms lacking characteristic criteria and all the new spe-
cies could not be considered as well. The fauna of the Saxo-
nian-Bohemian Cretaceous showing much Tethydian influ-
ence, is also excluded. The Upper Maastrichtian fauna of the
Cotentin (Manche) and the Dutch Maastrichtian chalk tuff are
discussed with regard to their origin (immigration from the
south, the Atlantic or via endemism).
The new cheilostomatous genus Heteroconopeum is esta-
blished.
INHALT
1, "Einführung % aus. came ana aan sonen ern n deren all Meere are Meike eleieefeiee 318
2. Biogeographische Provinzen in der europäischen Oberkreide .........2c2cseseseeeeeeenen 319
2:11 Dernördliche Bereich ++... cu ma. ame narneee Mengerren ni als erafekerete Fonero een Abyaee 320
2.2..DersüdlicheBereich!....n. men 2eac Meran arten en meters reason nee near 322
3. Kriterien zur Unterscheidung von ‚„‚Nord“- und „Süd“-Arten ........2cceesseseeeeeeeen 323
4. Die biogeographische Verbreitung der Bryozoen in der Oberkreide ...........2.22222200.- 324
4.1 !CenOmManlum ae aneereratea md areas rev arerara te een rer mene Biedersnnse ie sei ndnayar anne Biene rain 324
2 ULONIUNT TE Pte Nee ee ne Bere ea en eye eleen Reset e ereeere reed Bene Eee 326
43. EONIaCHUT era hnlayer arte rer ee ee ee ee er 326
AA San TOTEN N. ee na eg ea Nee er ee ee ee ee 327
4.9..Campanlumeu..ane Semi Boa Do Nee Bere en neeteeheescneikefee seele 329
4.6. Maastrichtrium‘, sosasae sau smaller ee ee een
5, (Rückblick... 00.200 Iesaea a en nee emaeiene Deeiein ee ee 332
6 Anhangıs. Se aelenderserane a ale eleeaeretee eier ea een 333
IFIELETOCONOPEUMN.IB: "are rn arena ar near ever re egal ehe Rune Tareen ehr elefeleesterdielekekee ehsreotidune ne 333
7 ‚Eiteraturverzeichnis „une nennen ee eher ee femme een: 334
1. EINFÜHRUNG
Die Bryozoenfaunen der oberen Kreide sind auf der Erde
sehr ungleichmäßig verteilt; die weitaus größte Zahl aller be-
kannten Taxa stammt aus den kretazischen Schelfmeeren ım
Norden der Tethys. Demgegenüber haben die übrigen Kon-
tinente nur sehr wenig Bryozoenfaunen geliefert.
Angesichts des überaus reichen aus Europa vorliegenden
Materials erhebt sich die Frage, ob und wie weit die Bryozoen
ebenso wie die Foraminiferen, Korallen, Lamellibranchiaten,
Gastropoden und Ammoniten der Oberkreide eine klima-
tisch bedingte, unterschiedliche biogeographische Verbrei-
tung erkennen lassen, d. h., ob auch hier ‚‚boreale“, bezie-
hungsweise „‚mittel“- oder ‚‚nordeuropäische‘‘ Arten oder
Gattungen „südlichen“ oder meridionalen ‚‚Tethysformen“
gegenüberstehen. Obwohl sich z. B. die reiche campane
Bryozoenfauna der sog. schwedischen Trümmerkreide von
der gleichaltrigen Fauna des aquitanischen Beckens in Süd-
frankreich auffallend unterscheidet oder die neritische Bryo-
zoenfauna des Santonıums am SW-Rand des Pariser Beckens
sehr charakteristische Unterschiede gegenüber der äquivalen-
ten Fauna der subherzynen Kreide aufweist, ist noch niemals
versucht worden, diese Unterschiede näher zu präzisieren
und auf ihre möglicherweise biogeographisch, klimatisch
oder faziell bedingten Ursachen hin zu untersuchen.
Wenn hier erstmalig ein solcher Versuch unternommen
wird, so besteht kein Zweifel darüber, daß künftige Arbeiten
die hier vorgelegten Ergebnisse, besonders im Hinblick auf
die noch weitgehend unbearbeiteten und z. T. gewiß noch
unentdeckten Tethysbryozoenfaunen, modifizieren werden.
Um den zahllosen nicht nur in der älteren Literatur vor-
handenen Irrtümern aus dem Wege zu gehen, beruhen die
hier gemachten Angaben sowohl fast ausschließlich auf eige-
nen Aufsammlungen und Art-Identifizierungen als auch auf
der Kontrolle und auf photographischen Aufnahmen sämtli-
cher noch auffindbarer Typen älterer Autoren. Nicht durch
einwandfreie Abbildungen belegte Angaben in der Literatur
wurden daher nicht berücksichtigt.
Den sehr zahlreichen Fachgenossen und Sammlern des In-
und Auslandes, die seit 6 Jahrzehnten meine Arbeiten durch
Überlassung von Material, das Ausleihen von Originalen
oder Führung im Gelände unterstützt haben, und die hier
nicht alle namentlich genannt werden können, gebührt mein
besonderer Dank. Der DEUTSCHEN FORSCHUNGS-
GEMEINSCHAFT bin ich für die langjährige Förderung
meiner Bryozoenarbeiten zu besonderem Dank verpflichtet,
ebenso wie Herrn Dipl.-Geol. H. Ernst (Hamburg) für die
Anfertigung der REM-Aufnahmen.
319
2. BIOGEOGRAPHISCHE PROVINZEN IN DER
EUROPÄISCHEN OBERKREIDE
Die seit langem übliche Gegenüberstellung einer europäi-
schen nördlichen ‚‚borealen‘“ und südlichen ‚‚mediterranen“
Tethysprovinz (JELETZkY 1948) stößt neuerdings hinsichtlich
der Bezeichnung ‚‚boreal“ auf Kritik, da mit diesem Aus-
druck leicht die Vorstellung eines kühlen Klimas verbunden
wird, was für die gemäßigt temperierte bis zeitweise subtropi-
sche Oberkreide dieses Gebietes gewiß nicht zutrifft und ark-
tische Einflüsse, wie viel weiter im Osten, hier nicht nach-
weisbar sind. Ohne auf die Diskussion über die zweckmäßige
paläobiogeographische Zonierung der Oberkreideablagerun-
gen im einzelnen hier einzugehen, verwenden wir hier den
Begriff ‚‚nordeuropäisch‘ im Sinne von Kaurrman (1973:
367) für das außertethydische Oberkreidegebiet. Wenn die
Nordgrenze des Tethysreiches auf KAurrmans biogeographi-
scher Welt-Karte der Kreide (Kaurrman 1973: 355) SW — NE
diagonal die Mitte der Pyrenäen quert und die beiden in der
vorliegenden Arbeit wichtigsten Fundstellen der südlichen
Pyrenäenkreide Villamartin (Coniacium) und Olazagutia
(Maastrichtium) nördlich der Mediterranprovinz zu liegen
kommen, so erklärt sich das wohl nur als ein Zeichenfehler.
Wie noch ım Detail zu begründen sein wird, entspricht die
Nordgrenze der Tethys in dem in dieser Arbeit behandelten
Gebiet der Alpen und Pyrenäen jedoch keineswegs auch der
nördlichen Verbreitungsgrenze der hier als ‚‚Süd‘“-Arten an-
gesehenen Taxa, die z. B. im aquitanischen Becken in Süd-
frankreich viel weiter nach Norden reichen und selbst bis zum
SW-Rand des Pariser Beckens (Touraine, Dep. Indre-et-Loi-
re, Loir-et-Cher) und in der Kreide der Vend&e noch nachzu-
weisen sind. Durch das Vorkommen zahlreicher Rudisten,
Nerineen und Großforaminiferen und das fast gänzliche Feh-
len der Belemniten erweist sich das aquitanische Becken bis an
seinen Nordrand ohnehin als stark mediterran beeinflußt.
Nach Deırey (1940) war hier das Klıma warm ‚‚chaud, voir
tropical‘‘, wenn dieses Becken auch in mancher Hinsicht eine
Sonderstellung einnimmt (Freneıx 1960: 751), während das
Pariser Becken, besonders im Norden, unter ‚‚borealem‘“
a EN
«Gensac IC.
Villamartın
N ) R yeyboume
„Vigny "Predboj
® Meudon
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Ruille- ‚.'*st Calais
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Becken)
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“Aachen Djesden-Plauen
Cipl
6 ( *Strehlen
—
——= Kossen
> . ® ajosau
an Liechtenstein ®
Martigues
Abb. 1. Karte der wichtigsten im Text angegebenen Bryozoen-Fundorte (Auswahl).
Von Kreisen umgebene Punkte bedeuten die Lage zahlreicher eng benachbarter Lokalitäten. Die Linie be-
zeichnet die ungefähre Grenze zwischen dem hier unterschiedenen südlichen und nördlichen faunistischen
Bereich (vgl. S. 320), ihre Ausbuchtung nach S folgt etwa dem S-Rand des Anglo-Pariser Beckens und der
Mitteleuropäischen Insel der Oberkreidezeit. Angesichts der stark wechselnden Meeresverbreitung wäh-
rend der Oberkreide mußte auf die Eintragung paläogeographischer Grenzen verzichtet werden.
320
Einfluß stand. Demgegenüber sind die Vendee und das Ge-
biet der Basse Loire nicht boreal beeinflußt (BAsse de MENOR-
vaı 1960: 799). Das reiche Bryozoenmaterial, das ich von
Herrn J. M. VıauD (Angers) von bisher unbekannten Bryo-
zoenfundstellen der Vendee erhalten habe und sehr enge Be-
ziehungen zum SW-Rand des Pariser Beckens, nicht jedoch
zur nordeuropäischen Provinz aufweist, spricht auch für
diese Auffassung.
Die Maastrichtium-Fauna des isolierten kleinen Kreidege-
bietes der Halbinsel Cotentin (Manche) ist hinsichtlich der
Ammoniten - obwohl verarmt - vom ‚‚Type aquıitaın“ (SOR-
navy in Basse de Menorvar [1960: 801]) und weist, was die
Bryozoenfauna betrifft, ebenso wie die Fauna der Maastrich-
ter Tuffkreide mehr ‚südliche‘ oder ‚‚atlantische‘“ Züge auf
(Tab. 1).
So zeichnet auch CHRisTEnsen (1976: 114, Fig. 1) das aqui-
tanische Becken in engster Verbindung mit der Tethys-Re-
gion, und nach WırDmann, Butt & Eınsere (1982: 367.
Abb. 1) öffnet sich das aquitanische Becken direkt nach $
über das vascogotische in das präsubbetische Becken.
Da sich im obersten Unter-Campanium die Belemniten-
faunen der zentralrussischen Subprovinz und der zentral-
europäischen Subprovinz vermischen, nımmt CHRISTENSEN
(1976: 121) für Südschweden eine Überschneidung beider
Provinzen an. Ob die Besonderheit der dortigen campanen
Bryozoenfauna damit zusammenhängt oder endemisch zu
erklären ist, bleibt mangels ähnlicher Bryozoen-Faunen in-
nerhalb der zentralrussischen Subprovinz eine offene Frage.
Hinsichtlich der Paläogeographie dieses Gebietes sei auf die
Darstellungen von Pıazıar (1981) verwiesen.
2.1 DER NÖRDLICHE BEREICH
Wenn hier eine zoogeographische Charakteristik einzelner
Bryozoenarten beabsichtigt wird, so kann dies bei dem stän-
digen Fluktuieren der Verbreitungsgrenzen natürlich nur je-
weils im Rahmen der einzelnen noch zu behandelnden Ober-
kreidestufen geschehen, aus denen die betreffenden Taxa be-
kannt sind. Vorher aber erscheint es notwendig, einiges All-
gemeine über die Bryozoenfaunen des nördlichen und südli-
chen Bereiches, wie wir der Einfachheit halber die beiden
großen Faunenprovinzen künftig nennen wollen, vorauszu-
schicken. Die von uns dem einen oder anderen Bereich zuge-
ordneten Arten seien daher hier kurz als „Nord“- oder
„Süd“-Arten bezeichnet, wobei wir uns durchaus bewußt
sind, daß eine derartige Zuordnung nur eine vorläufige sein
kann und die betreffenden Arten auch außerhalb ihres hier
postulierten Verbreitungsgebietes vorkommen können.
Wie bereits gesagt, fällt die Südgrenze des nördlichen Be-
reichs nicht mit der Nordgrenze des mediterranen Kettenge-
birgsgürtels zusammen, über die die Südfaunen stellenweise
weit nach Norden hinausgreifen. In den Nordbereich fallen
somit die überaus bryozoenreichen Oberkreidegebiete Eng-
lands, Frankreichs (mit Ausnahme des aquitanischen, Rhone-
und Provence-Beckens), Belgiens, Hollands, Skandinaviens
und der osteuropäischen Plattform. Ob die sächsisch-böhmi-
sche Kreide-Bryozoenfauna des Cenomans und Turons noch
tethydischen Charakter hat, ist bei dem Fehlen cenoman-tu-
roner Bryozoenfaunen im ganzen rein tethydischen Bereich
nicht feststellbar. Die Beziehungen zu den westlichen Bryo-
zoen-Faunen sind geringer als bisher angenommen, da man-
che Identifizierungen in den Arbeiten von Reuss (1846, 1872,
1874, NovAk (1877), Pocta (1892) und Prantı (1938) nicht
aufrecht erhalten werden können und ein südlicher Einfluß,
der durch das häufige Vorkommen von Rbhynchostreon
suborbiculatum Lamarck (= Exogyra columba GoLDFuss),
Nerineen, Rudisten und einzelnen Riffkorallen (VoıGT 1964:
279) bezeugt wird, ist unverkennbar, wenn auch nicht so
stark wie in der höheren Oberkreide des aquitanischen Bek-
kens.
Im Ob. Maastrichtium reichte der südliche Einfluß über
Holland und Belgien bis selbst über Norddeutschland (Lepi-
torbitoides minor, Ompbhalocyclus macroporus, Siderolites
calcitrapoides bei Ilten b. Hannover und Lepitorbitoides mi-
nor in Bohrungen bei Berlin (Truümrer 1970) sowie in Ge-
schieben bei Ahrensburg bei Hamburg (VoiGr 1963) bis in die
dänische Schreibkreide (Abb. 3). Neben den längst aus Scho-
nen bekannten kleinen Rudisten Agriopleura suecica (LUND-
GREN) und andere) kommen dort sogar bereits im Obercam-
panium kleine primitive Großforaminiferen (Helicorbitoides
voigti VAN GORSEL) vor (VAN GORSEL) 1973 a).
Die Erforschung der osteuropäischen Kreidebryozoen-
fauna in Polen (MarvanskA 1969) und der USSR (Voigt 1962)
steht noch in den Anfängen. Trotzdem haben die bisherigen
Untersuchungen ergeben, daß die Schreibkreidefauna der
russischen und asiatischen Oberkreide (wie z. B. im Kopet
Dagh) den mittel- und westeuropäischen Faunen ähnlich sind
(Voir 1967). Die Obermaastrichtium- und Danien-Bryo-
zoenfaunen auf der Krim und in Südrußland haben hingegen
nordeuropäischen Charakter.
Es hat sich immer wieder bestätigt, daß gleichaltrige
Schreibkreidefaunen selbst über weite Entfernungen trotz lo-
kaler Verschiedenheiten einander ähnlicher sind als diejenigen
gleichaltriger küstennaher Ablagerungen. Am deutlichsten
wird dies durch einen Vergleich der nordeuropäischen
Schreibkreidebryozoenfauna des Obermaastrichtiums und
der gleichaltrigen Fauna der Maastrichter Tuffkreide, wo auf
relativ kurzer Entfernung außerordentlich große Faunenun-
terschiede beobachtet werden, was zweifellos einerseits durch
eine Vermischungmit südlichen Formen ($. 331), andererseits
aber wohl auch mit einer Einwanderung der Obermaastrich-
tıium-Fauna des Cotentin vom Atlantik her erklärt werden
kann. Daß der Zustrom südlicher Faunenelemente nach Nor-
den in dieser Zeit noch weit über Ilten b. Hannover hinaus bis
in das Ostseegebiet erfolgt ist, geht auch aus Geschiebefunden
mit Lepidorbitoides bei Ilten und bei Hamburg hervor. Wenn
auch TrUMPER (1970) auf Grund seiner Untersuchungen an
Lepidorbitoides ein Untermaastrichtium-Alter des Iltener
Vorkommens für möglich hält und sich dabei auf ein Zitat JE-
LETZKYs stützt, daß die oberen Kunrader Schichten b. Maa-
stricht in die Lanceolata-Schichten, d. h. in das Untermaa-
strichtium gehören, so ist diese Angabe längst überholt und es
besteht heute kein Zweifel mehr über das Obermaastrich-
tium-Alter der Fauna von Kunrade (VoıGT 1979a).
Unklar bleibt, wie weit die vielen aus der Tuffkreide be-
kannten, jedoch noch nicht im Tethysbereich der Pyrenäen-
kreide nachgewiesenen Arten endemischen Ursprungs sind.
Das von Kaurrman (1973) auf Grund der geographischen
Verbreitung von Lamellibranchiaten vorgeschlagene Schema
“Juueyaqun yIou AnIe131 J-u9ozoÄig Jap ur puIs (suoW "q
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3797
für die Definition von biogeographischen Arealen, wonach
Reiche (realms) mindestens 75%, Regionen 50-75%0, Provin-
zen 25-30% endemische Taxa aufweisen sollen, würden bei
einem Anteil von ca. 25% der nur von dieser Lokalität be-
kannten, großenteils allerdings noch nicht beschriebenen
Bryozoen die Annahme einer Subprovinz erforderlich ma-
chen. Zur prozentualen Verteilung der rezenten Bryozoen-
fauna auf verschiedene Provinzen siehe ScHorr (1979). Die-
selbe Frage stellt sich auch für die reiche, bereits von D’ORrbı-
GNY beschriebene Bryozoenfauna des unteren Obermaa-
strichtiums des Cotentin, die sowohl Beziehungen zur Fauna
der Maastrichter Tuffkreide als auch einen wohl atlantischen
Einfluß von W her vermuten läßt, obwohl keinerlei Bezie-
hungen zu der kleinen, aber charakteristischen Bryozoen-
fauna der Ripley-Formation in Tennessee (USA) (Canu &
BassLer 1936) erkennbar sind.
Angesichts dieser Befunde muß vorerst offenbleiben, ob
man die Mehrzahl der Arten beider Gebiete als mehr nördlich
oder südlich, als atlantısch orientiert oder als endemisch anse-
hen soll. Die Bryozoenfauna der Maastrichter Tuffkreide, die
z. Z. vom Verfasser revidiert wird, muß daher hier noch
weitgehend unberücksichtigt bleiben.
Nicht in den Kreis der Betrachtung gezogen werden hier
ebenfalls die merkmalsarmen und uncharakteristischen Cy-
clostomata-Genera wie Stomatopora, Proboscina, „Entalo-
phora“ bzw. Mecynoecia, Berenicea, Plagioecia, Diaperoe-
cia, Diastopora, Lichenopora, Actinopora, Ceriopora, Hete-
ropora und andere, die oft keine sichere Bestimmung erlau-
ben. Unter den Cheilostomata bleiben hier vorerst auch die
zahllosen, großenteils noch unbeschriebenen inkrustierenden
„Membranipora‘‘-Arten und Cribrimorpha (LanG 1920,
1921) unberücksichtigt, bei denen eine sichere Idenufizierung
und ein Vergleich mit den gewöhnlich viel schlechter erhal-
tenen Südarten oft sehr schwierig ist.
2.2 DER SÜDLICHE BEREICH
Der südliche Bereich umfaßt nach unseren Erfahrungen,
die wir aus der Verbreitung nicht weiter im Norden nachge-
wiesener Südarten gewonnen haben, außer dem ehemaligen
Geosynklinalmeer der Tethys auch das nördlich davon gele-
gene Oberkreidegebiet des aquitanischen Beckens. Auch das
Rhonebecken und das Provengalische Becken sind nach Nor-
den gerichtete Ausbuchtungen dieses Meeres, das im Süden
auf die afrikanische Plattform übergreift (Tabelle 1).
Im Gegensatz zu den altbekannten, überaus reichen und
gut erhaltenen Bryozoenfaunen des nördlichen Bereiches sind
die Bryozoen des eigentlichen Tethysraumes nicht nur sehr
viel schlechter bekannt, sondern auch anscheinend viel arten-
ärmer und meist viel ungünstiger erhalten. Da sie im Gegen-
satz zu den meisten ungestörten Sedimenten des nördlichen
Bereichs aus tektonisch stark beanspruchten oder alpidisch
gefalteten Gebieten stammen, läßt ihr Erhaltungszustand sehr
zu wünschen übrig. Sofern sie in die harten mediterranen
Kalke eingebettet sind, sind sie meist unbestimmbar, weil für
ihre Identifizierung die Kenntnis ihrer differenzierten, zarten
Oberflächenstrukturen notwendig ist. Leicht schlämmbare
Sedimente, aus denen im Nordbereich Bryozoen mühelos in
bester Erhaltung gewonnen werden können, sind hier selten,
und selbst isolierte Stücke oder auf anderen Fossilien sitzen-
de, inkrustierende Arten sind schwer von anhaftenden Sedi-
mentpartikeln zu reinigen oder korrodiert wie häufig in der
Gosau. Sie bieten unter diesen Umständen weniger Anreiz
zur Bearbeitung.
Es gibt daher nur wenig Veröffentlichungen über oberkre-
tazische Tethysbryozoen. Sie sind z. T. älteren Datums und
revisionsbedürftig. Die Arten, soweit überhaupt abgebildet,
sind oft kaum wiederzuerkennen und z. T. sicher falsch be-
stimmt, so daß ein Vergleich mit anderem Material kaum
möglich ist. Folgende Arbeiten, auf die später im einzelnen
noch einzugehen sein wird, sind hier zu nennen:
Aus der südlichen, spanischen Pyrenäenkreide nennt
Faura vSans (1917) einige von F. Canu bestimmte Arten und
Barroso (1944) beschreibt erstmalig eine kleine Maastrich-
tium-Fauna von Puerto de Olazagutia (Navarra), wo inzwi-
schen von uns reiches Material gesammelt werden konnte
(S. 330). Weder aus der Schweiz noch aus Italien sind oberkre-
tazische Tethys-Bryozoenfaunen bekannt. Aus dem Liech-
tensteiner Kreideflysch liegen kleine, kaum bestimmbare
Bruchstücke aus einem Turbidit vor (VoıGT 1960), die für un-
sere Fragestellung bedeutungslos sind. Aus dem österreichi-
schen Gosau-Becken (Santon) beschreibt Reuss (1854) 14 Ar-
ten, die er damals für Turon hielt. Eine weitere kleine Fauna
liegt vom Taubensee bei Kössen vor (VoıGT 1928). Weiteres
Gosaumaterial wurde von uns kürzlich bei Kössen und im
Edelbachgraben b. Gosau und von H. Hacn (München) an
anderen Fundstellen auf benachbartem bayerischen Gebiet
bei Oberaudorf gesammelt und uns dankenswerterweise
überlassen.
Aus Jugoslawien, Albanien, Griechenland und der Türkei
sind m. W. bisher keine Bryozoen bekanntgeworden. Erst
aus dem Iran (VoıGr 1977) und dem Kopet Dagh, der Halbin-
sel Mangyschlak am Kaspischen Meer und vom Steilhang des
Plateaus von Ust Urt und anderen Gebieten der asıatischen
USSR weiter im Osten liegen heute reichere Faunen vor
(Voigt 1967; Favorskaja 1980a, 1980b), unter denen sich
auch viele europäische, bis dahin nur aus dem Nordbereich
bekannte Arten befinden.
Von Mangyschlak beschreibt T. FavorskAja (1980) einige
Cheilostomata. Da jedoch dieses Gebiet zur asiatischen medi-
terranen Subprovinz gehört (Kaurrman 1973: 354), kann es
hier außer Betracht bleiben.
Wenn dies auch formal für den nordafrikanischen Tethys-
bereich gelten mag, so erscheint es doch geboten, kurz auf die
über dieses Gebiet erschienene Literatur einzugehen und sie
daraufhin zu überprüfen, ob europäische Süd-Arten auch hier
eine Rolle spielen. Die von MorEr (1938) aus Marokko von
abgebildeten, angeblichen ‚‚Hippoporinidae“,
„‚Membraniporideen“ „‚Ellisina“ und ‚Osthimosia concen-
trica (MicH.)“ sind u. E. unbestimmbar.
Skoura
AuL£Gre (1931) beschreibt einige untypische Membranipo-
ra-Arten aus Algerien. Die von ihm behauptete Synonymie
von der von uns (S. 323) als Süd-Art deklarierten Membrani-
pora janieresiensis Canu 1903 (= Heteroconopeum janiere-
siense siehe $. 333) mit Reptoflustrina involvens THomas &
Peron (1890) aus Tunesien ist unrichtig, wie durch eine Un-
tersuchung des Typus der letzteren festgestellt wurde. Aus
Tunesien beschreiben THomas & PERON (PErON 1890) Bryo-
zoen vom Cenoman bis zum Danıum, deren im Museum
d’Histoire naturelle in Paris aufbewahrte Originale, soweit
vorhanden, untersucht und photographiert werden konnten.
Die S. 349 neu aufgestellte Gattung Globulipora mit Globu-
lıpora africana THomas & PErRoN (Cenoman) erwies sich als
Kalkalge. Ceriopora letourneuxi Tuomas & Peron (Ceno-
man) ist eine Kalkspongie. Ob sich unter den übrigen Arten
solche befinden, die mit europäischen verglichen werden
können, ist bei dem z. T. ungünstigen Erhaltungszustand
nicht sicher feststellbar. Aus Tunesien bildet Canu(1903a) 5
Membraniporen (Cenoman-Senon) ab. Von demselben Autor
(CAnu 1904) werden weiterhin einige ägyptische Kreide- und
Tertiärbryozoen beschrieben, ferner von Dacau£ (1903) eine
Ceriopora von Abu Roash b. Kairo, nachdem bereits Wan-
NER (1902) aus der weißen Kreide der libyschen Wüste nörd-
lich der Oase Dachel 3 Bryozoenarten abgebildet hatte, von
wo
1557
in
denen sein neues Genus Lobostoma mit L. ramosum Wan-
NER eher an eine Hydrokoralline als eine Bryozoe erinnert.
Die meisten Arten (32) werden von ZUFFARDI-CoMERCı (1927)
aus Libyen beschrieben. Sie stammen aus dem Coniacıum bis
Maastrichtium. Sie bieten wenig Vergleichsmöglichkeiten mit
den von uns hier behandelten Taxa, zumal die Abbildungen
einen zu kleinen Maßstab aufweisen. Die von DE STErFANI be-
reits 1913 aus Libyen angegebenen wenigen Bryozoen sind
nicht abgebildet. Soweit ersichtlich, handelt es sich bei den
Tethysbryozoen aus Nordafrika meist um Einzelfunde, die
größtenteils inkrustierend auf anderen Fossilien aufgewach-
sen sind und fast sämtlich einer Revision bedürfen, soweit sie
nach D’Orsıcnys Abbildungen ohne Vergleich mit seinen
Originalen bestimmt worden sind.
3.KRITERIEN ZUR UNTERSCHEIDUNG VON „NORD“- UND „SÜD“-ARTEN
Ohne nähere Kenntnis des Sachverhaltes könnte man an-
nehmen, daß ein einfacher Vergleich der im Nord- und Süd-
bereich angetroffener Faunen statistisch bereits zu einer be-
friedigenden Antwort auf die Frage, welche Arten als ‚‚süd-
lich“ oder ‚‚nördlich“ zu bezeichnen sind, führen müßte.
Leider aber stößt ein solcher Vergleich auf erhebliche Schwie-
rigkeiten, die auf folgenden Tatsachen beruhen:
1. Ein solcher Faunenvergleich, womöglich noch durch
statistische Erhebungen untermauert, setzt zunächst voraus,
daß die Faunen beider Bereiche hinreichend gut bekannt und
daher miteinander leicht vergleichbar sind. Das ist jedoch nir-
gends der Fall, und selbst unter den außerordentlich reichen
Faunen des nördlichen Bereiches befinden sich noch zahllose
unbeschriebene Arten; noch gibt es ganze Faunen, wie z. B.
diejenige des Untercenomans vom Kassenberg bei Mül-
heim-Broich (Ruhr), die größtenteils aus neuen Arten be-
steht, und für welche Frıes (1981: 23) allein aufgrund der Ko-
rallenfauna Temperaturen von 25°-30° C annimmt. Reich an
neuen Arten sind auch die großenteils noch unbekannten Te-
thysfaunen, wie die Coniacium-Fauna von Villamartın (Bur-
gos) und die Maastrichtiumfauna von Olazagutia (Navarra) in
Spanien, die im einzelnen noch unbearbeitet sind, so daß von
ihnen bisher nur wenige als echte „‚Tethys“-Arten bezeichnet
werden können.
2. Wenn man, wie hier geschehen, die Bryozoenfauna des
aquitanischen Beckens ım Gebiet der Charentes, Saintogne
und der Gironde zwar nicht als echte Tethysfauna, aber doch
als stark tethydisch oder wenigstens südlich beeinflußt an-
sieht, so bleibt dennoch die Frage ungeklärt, wieweit es sich
bei solchen Arten, die weiter im Norden nicht mehr gefunden
werden, nicht ebenso gut um endemische aquitanische wie
auch atlantische Warmwasserformen handeln könnte, die gar
nicht in der Tethys selbst beheimatet waren, ein Problem, das
nicht nur die Bryozoen betrifft. Als südliche Arten bezeich-
nen wir daher nur solche Arten, die bisher entweder allein im
Tethysbereich oder auch nur im aquitanischen Becken, in der
Vendee und im oben genannten SW-Zipfel des Pariser Krei-
debeckens, nicht aber außerhalb dieses Gebietes gefunden
wurden. Daß zwischen diesem Gebiet und dem übrigen Pari-
ser Becken keine scharfe Trennungslinie gezogen werden
kann und z. B. im Obermaastrichtium Südarten weit nach
Norden (Abb. 3) vorstoßen, zeigt die Schwierigkeiten, mit
denen bei einer biogeographischen Zonierung immer zu
rechnen ist. Es kann demnach nicht die Aufgabe dieser Arbeit
sein, zwischen Arten zu unterscheiden, die auf die eigentliche
Tethys beschränkt sind, und solchen, die nur außerhalb der
Tethys vorkamen. Die Grenze zwischen Nord- und Südarten
ist vorläufig vielmehr dort zu suchen, wo das bisher festge-
stellte Verbreitungsgebiet der betreffenden Arten endet. Die
Feststellung, wie weit die Verbreitungsgrenzen der einzelnen
vorerst als Nord- oder Südarten aufgefaßten Taxa innerhalb
der einzelnen Oberkreidestufen schwanken, muß späteren
Untersuchungen vorbehalten bleiben. Vor der Entdeckung
der Fauna von Villamartin und Olazagutia war die kleine san-
tone Gosaubryozoenfauna im Salzkammergut die einzige Te-
thysbryozoenfauna der Oberkreide. Die Hoffnung, diese
Fauna durch Neuaufsammlungen wesentlich vermehren zu
können, hat sich bisher nicht erfüllt. Unter dem bisherigen,
z. T. bereits von Russ (1854) beschriebenen Material gibt es
außer Meliceritites magnıfica (D’Orsıcny) (Taf. 3, Fig. 2-3)
leider keine Arten, die als typische Gosau- oder Tethysfor-
men bezeichnet werden könnten. Auch sind die Arten, wie
alle alpinen Bryozoenfaunen, meist schlecht erhalten.
3. Eine besondere Schwierigkeit beim Vergleich nördli-
cher und südlicher Faunen besteht darin, daß nicht nur alters-
gleiche Faunen miteinander verglichen werden dürfen, son-
dern daß sie auch die gleiche oder zum mindesten ähnliche
Fazies aufweisen und unter ähnlichen oder gleichen Bedin-
gungen gelebt haben. Wie faziesabhängig die Bryozoen sind,
zeigt sich z. B. bei einem Vergleich der Bryozoenfauna der
Lägerdorfer Campanium-Schreibkreide mit der reichen
Fauna der neritisch-litoralen schwedischen Trümmerkreide
am Nordufer des Schreibkreidemeeres in Schonen. Trotz
gleichen Alters und einer Entfernung von nur 300 km gibt es
nur relativ wenig gemeinsame Gattungen und Arten, und es
wäre absurd, auf Grund solcher Faziesdifferenzierungen eine
biogeographische Grenze ziehen zu wollen. Es bleibt unbe-
kannt, wie weit die südschwedische Flachwasserbryozoen-
fauna noch in das Maastrichtium hinaufgereicht hat oder wie
die entsprechende Campan-Bryozoen-Fauna an der S-Küste
324
dieses Meeres beschaffen war. Ein ebensolcher drastischer
Faunenunterschied besteht auch zwischen dem Obercampan
der Schreibkreide des Pariser Beckens (Fauna von Meudon)
und dem Ob.-Campanıum am Nordrand des aquitanischen
Beckens. Es ist sehr wahrscheinlich, daß die Südarten des
aquitanischen Beckens z. T. noch bis in die jetzt abgetragenen
küstennahen Randbildungen des Campaniums ım Pariser
Becken hineingereicht haben. Leider sind die bryozoenfüh-
renden Tief- und Flachwassersedimente der europäischen
Oberkreide nicht mehr gleichmäßig im Süden und Norden
vorhanden, sondern z. T. abgetragen.
Da z. B. - von einzelnen Arten abgesehen — keine Bryozo-
enfauna cenomanen oder turonen Alters aus der Tethys be-
kannt ist, kann nicht festgestellt werden, welche Arten dieser
Stufen der sächsisch-böhmischen Kreide auch in der Tethys
gelebt haben. Das gleiche gilt für die Cenomanfaunen von Le
Mans oder von Mülheim-Broich in Westfalen; denn die weni-
gen Arten, die z. B. aus dem Cenoman von der Ile Madame
im aquitanischen Becken bekannt sind und daher als südliche
Arten (z. B. Discocytis eudesi [MicHELIN]) angesehen wer-
den, bezeichnen wir solange als Südarten, wie sie nur in der
Tethysregion, im aquitanischen Becken, in dem oben charak-
terisierten SW-Zipfel der Kreide des Pariser Beckens und in
der Vend&e gefunden werden. Als Nordarten definieren wir
daher vorerst allein solche, die nur außerhalb, d. h. im Nor-
den oder Osten dieser Gebiete bekannt sind. Daß beı einer
solchen, gewiß zu stark generalisierenden Auslegung de facto
fast die gesamte europäische Schreibkreidebryozoenfauna,
mit Ausnahme der im ganzen Gebiet verbreiteten ubiquitären
Arten, vorläufig der Nordfauna zugerechnet werden müßte,
muß zunächst in Kauf genommen werden, da nur so eine vor-
läufige Übersicht über die derzeitig bekannte Verbreitung der
Arten gewonnen werden kann. Es bleibt zu hoffen, daß künf-
tige Untersuchungen zu einer weitgehend differenzierteren
Beurteilung des Verbreitungsgebietes der einzelnen Arten
führen werden. Dies wird aber erst dann möglich sein, wenn
nicht nur aus dem eigentlichen Tethysbereich, sondern auch
aus den an diesen nördlich angrenzenden, oben umrissenen
Gebieten vom Cenoman bis zum Maastrichtium und Danium
in durchgehenden Profilen reiche und gut erhaltene Bryozo-
enfaunen in vergleichbarer Fazies vorliegen werden. Für den
Nordbereich ist hier bereits ein erfolgversprechender Anfang
im Rahmen des DFG-Schwerpunktprogramms ‚‚Geologi-
sche Korrelationsforschung‘“ gemacht. Die Auswertung der
Großproben, die aus dem durchgehenden Kreideprofil von
Lägerdorf-Kronsmoor (Coniacium — Maastrichtium) von
Dipl.-Geol. H. Ernst (Hamburg) entnommen worden sind,
und die Fortsetzung dieser Probennahme bis ins Obermaa-
strichtium von Hemmoor (Niedersachsen) durch Fr. SCHMID
(Hannover) wird über die regionale und feinstratigraphische
Verbreitung der Nordfauna weitere gesicherte Daten liefern,
nachdem ein Teil dieser Proben schon für die vorliegende Ar-
beit wertvolles Material ergeben hat.
Zu bemerken ist noch, daß die isolierten klassischen Maa-
strichtiumfaunen des Cotentin (VoıGT 1968), des Tuffeau de
St. Symphorien (Voıct 1957) im Becken von Mons und von
Maastricht in Südlimburg vorerst außer Betracht bleiben sol-
len, da ihre Herkunft - entweder Einwanderung aus dem At-
lantık oder endemische Entstehung - einerseits noch unge-
klärt ist, andererseits aber auch eine südliche Faunenkompo-
nente unverkennbar ist (siehe Tabelle 1).
Für die Abbildungen auf den Tafeln 1-5 wurden nur solche
Arten ausgewählt, die leicht kenntlich sind und deren biogeo-
graphische Zugehörigkeit gesichert erscheint. Daß Arten aus
dem Cenomanium und Turonium kaum vertreten sind, liegt
in der Natur der Sache (siehe $. 324-326 und Tabelle 1).
4. DIE BIOGEOGRAPHISCHE VERBREITUNG DER BRYOZOEN IN
DER OBERKREIDE
In den folgenden Kapiteln werden die bisher für die einzel-
nen Oberkreidestufen gemachten Erfahrungen hinsichtlich
der geographischen Verbreitung der betreffenden Bryozoen-
arten zusammengestellt. Daß dafür nur wenig Daten aus der
Tethys selbst vorliegen und zumeist auf die nördlich der Te-
thys gelegenen Faunen, soweit sie südlichen Charakter auf-
weisen, zurückgegriffen werden muß, wurde bereits mehr-
fach betont. Ein Beispiel für die Verbreitung von ‚‚Nord“-
und ‚‚Süd“-Arten der Fam. Onychocellidae gibt Abb. 2.
4.1 CENOMANIUM
Der südliche Bereich
Abgesehen von einigen von THOMAS & PEroN (PERON 1890)
aus Tunesien beschriebenen Einzelfunden sind cenomane
Bryozoenfaunen aus dem eigentlichen Tethysbereich noch
unbekannt. Wir sind somit hier ganz auf eine kleine Fauna des
Cenomans auf der Ile Madame am N-Rand des aquitanischen
Beckens angewiesen, das durch seine Rudistenbänke mit
Ichthyosarculites einen starken mediterranen Einfluß verrät.
Zu den bereits von D’Orsıcny von hier beschriebenen Arten
kommen noch einige weitere aus einer Bohrung der Erdöl-
firma Elf Aquitaine hinzu, die mir von Dr. A. Prestart (Bous-
sans) zur Bestimmung übersandt worden waren. Die auch
von Le Mans und St. Calais (Sarthe) nachgewiesenen Arten
Discocytis eudesi (MicHELın), Spirentalophora cenomana
(D’Orsıcnv), Meliceritites semiclausa (MiCHELIN) und die
charakteristische Cenomangattung Corymbosa D’ORB. mit
C. menardi (MicHELin) reichen nicht über die genannten
Fundorte hinaus und werden vorerst als Südarten angesehen.
(Die von Prantı 1938 als Discocytis [nicht Discooystis!] eu-
desi bestimmte Art von Predboj b. Prag ist nicht diese Art.)
Die zylindrischen Foricula-Arten kommen vom Cenoman
bis zum Campanium vorwiegend im SW vor, wie z. B. Fori-
cula pyrenaica D’Orsıcny (Taf. 3, Fig. 4) im nördlichen Py-
renäen-Vorland bei Rennes les Bains (Aude) und Le Mans
(Sarthe).
Die reiche klassische Mittelceenomanfauna von Le Mans
(Sarthe) samt derjenigen von St. Calais (Sarthe) entzieht sich
Abb. 2. Regionale Verbreitung von Onychocellidae-Arten (Auswahl)
„Südliche“ Arten sind durch Kreise, ‚‚nördliche’‘ durch Quadrate bezeichnet. Der jeweilige Fundort für
die in horizontalen Reihen nebeneinander angegebenen Arten stammt jeweils von derselben Lokalität, de-
ren Lage durch die erste Nummer angegeben ist. Vergl. dazu Abb. 1.
Onychocella aegon (D’ORB.)
Onychocella aegle (D’ORB.)
Onychocella girondina (D’ORB.)
Onychocella royana (D’ORB..)
Onychocella cyntia (D’ORB.)
Onychocella danae (D’ORB.)
Onychocella clito (D’ORB.)
Onychocella nerei (D’ORB.)
oo urn
zwar bisher der Beurteilung, da nicht bekannt ist, wie weit die
dortigen Bryozoen-Faunen nach Norden oder Süden reichen.
Die Vergesellschaftung der Bryozoenfauna des Cenomans
von Le Mans (Dep. Sarthe) mit zahlreichen Rudisten und
hermatypen Korallen (Liste bei VoıGr 1964: 279), der südli-
chen Cnidarier-Gattung Acanthochaetetes am W-Rand des
Pariser Beckens (Fischer 1970) würde mehr dafür sprechen,
auch diese Bryozoenfauna trotz ihrer nördlichen Lage am
W-Rande des Pariser Beckens noch als stark tethydisch beein-
flußt zu betrachten. Eine Differenzierung zwischen Nord-
und Südarten ist jedoch nicht möglich, weil bisher noch keine
cenomanen Bryozoenfaunen vom N-Ufer des Cenomanmee-
res bekannt sind. Während die übrige Fauna von Le Mans
derjenigen von Saint-Laurent bei Fortcalcier (Provence) sehr
ähnlich ist und beide an der Nordgrenze des cenomanen Riff-
gürtels liegen (Deırey 1940: 16), erscheinen im Mittelceno-
man nach Sıcar und MArıE (BassE DE MENoRVAL 1960: 802)
9 Onychocella eryx (D’ORB.)
10 Onychocella pockrandti (VOIGT)
11 Onychocella rowei BRYDONE
12 Onychocella incarcerata BRYDONE
13 Onychocella congesta (MARSSON)
14 Onychocella decipiens VOIGT
15 Solenonychocella hennigi VOIGT
boreale Foraminiferen. Die Bryozoenfauna des Unterceno-
mans vom Cap de la Heve bei Le Havre zeigt kaum Beziehun-
gen zur ältesten, größtenteils noch unbeschriebenen reichen
Fauna vom Kassenberg b. Mülheim-Broich (Ruhr) und der-
jenigen des Essener Grünsandes in Westfalen.Allein die Ko-
rallenfauna von Mülheim läßt auf Temperaturen von 25°-30°
€ schließen (Fries 1981: 23). Da im Cenoman die Orbituli-
nen bis in das Pariser Becken, ja selbst bis Litauen und bis Bel-
fast in Irland und bis England, wo bei Cambridge sogar 0,5 m
lange Rudisten vorkamen und fast überall in der nordeuropä-
ischen Provinz südliche Faunenelemente auftraten (VoIGT
1964: 277-282), kann das Klima in diesem Gebiet nicht so
kühl gewesen sein wie Ersteım & LOwEnstam (1953) anneh-
men. Die nördlich des 52. Breitengrades befindlichen Fund-
stellen des Cambridge-Grünsandes, die noch mehr als 1 Brei-
tengrad nördlich der westfälischen Lokalitäten Essen und
Mülheim gelegen sind, liegen am W-Rand des Londoner Bek-
326
kens und liefern keine Repräsentanten eines nördlichen Be-
reichs.
Man wird so nicht fehlgehen in der Annahme, daß viele
Cenoman-Arten Warmwasserbewohner waren, und daß dies
auch in gewissem Grade für die sächsisch-böhmische Bryo-
zoenfauna, die von Reuss (1846, 1872, 1874), NovAk (1877),
Pocra (1892) und Prantı (1938) beschrieben wurde, zutrifft.
Bevor dies jedoch nicht durch echte Tethys-Bryozoenfaunen
im Süden dieses Gebietes kontrolliert werden kann, möchten
wir die sächsisch-böhmische Bryozoenfauna, die manche ei-
genen Züge aufweist, hier unberücksichtigt lassen. Im ober-
sten Cenomanium (inkl. Plenus-Zone) sind Beziehungen zu
einernoch unbeschriebenen Fauna von St. Calaıs (Sarthe) und
besonders zur Fauna von Predboj b. Prag (Prantı 1938) un-
verkennbar.
Der nördliche Bereich
Vom Nordufer des Cenomanmeeres sind keine Bryozoen
bekannt. Die nördlichsten reichen Flachwasserfaunen befin-
den sich in Westfalen (Mülheim-Broich-Ruhr und Essener
Grünsand). Sie zeigen nur sehr wenig Beziehungen zu den
französischen und englischen Faunen. Bohrungen in der Plä-
nerkalkfazies in Norddeutschland haben jedoch den Nach-
weis von Clinopora lineata (B£ısser), (Taf. 5, Fig. 1), Sıpho-
niotyphlus tennis (v. Hac.) und Kvarnbyella ornata (Reuss),
(Taf. 5, Fig. 5-7), bereits zu Beginn der Oberkreide erbracht.
Diese Arten sind demnach vom Cenomanium bis zum Maa-
strichtium im nördlichen Bereich weit verbreitet, reichen al-
lerdings gelegentlich bis nach Sachsen und Böhmen. Sie zäh-
len zu den langlebigsten Cyclostomenarten in der Oberkrei-
de.
4.2 TURONIUM
Der südliche Bereich
Im Turonium ist die Unterscheidung von Nord- und Süd-
arten noch problematischer als im Cenomanium, da hier
brauchbare Turonfaunen nıcht nur aus der Tethys, sondern
auch aus dem aquitanischen Becken, mit Ausnahme einiger
weniger Arten von Angouleme, nicht bekannt sind. Die in der
älteren Literatur noch als Turonium angesehene Gosaubryo-
zoenfauna hat jedoch im wesentlichen ein Santonıum-Alter.
Aus dem Angoumien der Touraine (craie jaune) erwähnen
wir als südliche Arten Euritina eurita D’OrBıGNY, Euritina
welschi Canu (Taf. 2, Fig. 9), Onychocella turonica (Canu),
Diaperoecia turonica Canu & BassLer und Heteroconopeum
janieresiense (Canu) (Taf. 1, Fig. 6-11). Letztere kommt
auch in der Vendee (Coll. Vıaup [Angers]), im obercenoma-
nen Sable du Perche bei Grecz du Roc (Sarthe) und im Ceno-
man von Tunis (Canu 1903 a) und Nigeria vor. (Siehe S. 333).
Großwüchsige Rhynchostreon suborbiculatum (= Exogyra
columba), Rudisten wie Sanvagesia cornn pastoris und der
Ammonit Sphenodiscus requieni bezeugen den südlichen
Charakter des Turons der Touraine und benachbarter Ge-
biete (Denızot 1948). Aus dem Turonium des Provence-Bek-
kens nennen wir von Martigues (Bouches du Rhöne) Ony-
chocella eryx (D’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 5).
Eine kleine, ca. ein Dutzend Arten umfassende, noch un-
bearbeitete Tethys-Bryozoenfauna aus Frankreich wurde von
mir bei Dieulefit (Provence) gesammelt. Die schlechte Erhal-
tung gestattet bisher noch keine Auswertung.
Die in der Regensburger Kreide meist nur selten vorkom-
menden Bryozoen sind, von einigen veralteten Angaben
Gunmseıs (1968) abgesehen, noch unbearbeitet. Die kleinen
schlecht erhaltenen Faunen aus dem oberturonen Großberger
Sandstein und dem Betzensteiner Kreidekalk lassen zwar
noch keine klare Zuordnung zum südlichen oder nördlichen
Faunenbezirk erkennen, dürften angesichts der Verbindung
der Regensburger Kreide mit dem helvetischen Bereich der
Alpen jedoch mehr südlich als nördlich orientiert gewesen
sein, zumal da auch die planktonischen Foraminiferenfaunen
(Weiss 1982) eine enge Verbindung zur Tethys erkennen las-
sen.
Der nördliche Bereich
Die nördlichste bekannte, aber noch unbearbeitete kleine
turone Bryozoenfauna aus dem Soester Grünsand, ehemals
als Emscher-Gründsand angesehen und später mit dem Bo-
chumer Grünsand parallelisiert, stammt von Mülheim/Ruhr
(ehemalige Ziegelei Becker). Mit der oben genannten Tu-
ron-Fauna aus der Touraine besteht keine Übereinstimmung;
die Mülheimer Fauna hat daher wohl vorwiegend Nord-Cha-
rakter. Aus den ım Norden verbreiteten turonen Plänerkal-
ken liegen nur Einzelfunde vor. Die auch hier meist in Boh-
rungen angetroffenen Arten Clinopora lineata (BEısseL), Si-
phoniotyphlus tennis (v. Hac.) und Kvarnbyella ornata
(Reuss) (Taf. 5, Fig. 5-7) haben zwar nordischen Charakter,
doch wurde die erstgenannte Art auch im Turon von Cuclin
(CSSR) und die beiden letzteren im Turonpläner von Strehlen
bei Dresden angetroffen. (Dort von Reuss 1874 als Lanceo-
pora striolata und Fıilisparsa ornata beschrieben.) Kvarn-
byella typica Broop, 1972 aus der Maastrichtium-Schreib-
kreide von Kvarnby in Schonen ist von Filisparsa ornata
Reuss nicht verschieden. Diese Formen (Cenomanıum —
Maastrichtium) reichen demnach in der Plänerfazies bis in die
sächsisch-böhmische Kreide hinein und könnten für eine
ehemalige direkte Meeresverbindung zwischen Nord-
deutschland und der sächsischen Kreide sprechen.
4.3 CONIACIUM
Der südliche Bereich
Aus dem Tethysraum der nordspanischen Pyrenäenkreide
liegt nunmehr eine auf einer Exkursion der ‚‚Coniacian-Maa-
strichtian Working Group“ unter Führung von J. WIEDMANN
1981 gesammelte Fauna von ca. 80 Arten von der Lokalität
Villamartin (Burgos) vor. Dieser noch nicht bearbeiteten
Fauna kommt als ältester echter Tethys-Bryozoenfauna aus
der oberen Kreide eine besondere Bedeutung zu. Sie enthält
eine Reihe von Arten, die auch über das aquitanische Becken
hinaus bis in die Vend&e und das westliche Pariser Becken
hinein verbreitet, sonst aber unbekannt sind. Sie können also
mit Sicherheit als Südarten gelten. Dazu zählt neben einer
Anzahl neuer Arten, die hier noch nicht genannt werden
können, auch eine Reihe inkrustierender, jedoch meist un-
günstig erhaltener Cheilostomata (Membranimorpha und
Cribrimorpha). Auffallend ist gegenüber den nördlichen
Faunen die ungewöhnlich große Häufigkeit der Meliceniti-
tes-Arten, z. B. Melicerititesroyana WATERS (Taf. 3, Fig. 1),
(= Melceritites arbuscula [Levymerie]), M. magnifıca
(D’ORrs.) (Taf. 3, Fig. 2-3), M. tuberosa D’Ors., die den
längst gehegten Verdacht bestätigen, daß die Fam. Meliceriti-
didae, die freilich auch in allen anderen Oberkreidefaunen
vertreten ist, ein vorwiegend südliches Faunenelement dar-
stellt, zumal sie bis zum Maastrichtium in allen Südfaunen be-
sonders häufig vertreten ist. Gemeinsame Arten mit dem
aquitanischen Becken und dem SW-Rand des Pariser Beckens
in der Fazies der ‚‚Craie de Villedieu“ sind Onychocella
aegon (D’Ors.) (Taf. 2, Fig. 3), ©. aegle (D’Ors.) (Taf. 2,
Fig. 4-5), ©. cyntia (D’Ors.) (Taf. 2, Fig. 2), Rhynchotella
frondosa (D’Ors.) (Taf. 1, Fig. 4), Semicavea variabilis
D’ORB. und andere.
Trotzdem ist die Zahl gemeinsamer Arten mit dem aquita-
nischen Coniacium geringer als erwartet. Das hat seinen
Grund auch darin, daß gegenüber den jüngeren Kreidestufen
hier Bryozoenfaunen des Coniaciums weniger verbreitet
sind. Die wenigen uns vorliegenen Coniacium-Bryozoen der
Typlokalität Cognac vom ‚‚Park Frangois I“ sind schlecht er-
halten und uncharakteristisch. Eine von Canu (1903 b: 267)
veröffentlichte, 42 Arten umfassende Faunenliste von Les
Phelippeaux b. Jonzac (Char. mar.) entspricht nach diesem
Autor ganz der klassischen Coniacium-Fauna von Villedieu
(Indre-et-Loire). Er schließt daraus, daß damals die Meeres-
verbindung vom aquitanischen Becken zum Pariser Becken
über die Straße von Poitiers ganz geöffnet war. ALLEGRES
nicht illustrierte Arbeit (32 Coniacium-Bryozoenarten des
aquitanischen Beckens) (ALt£Gre 1936) ist offenbar nicht frei
von Fehlbestimmungen (z. B. Angabe der neokomen Hete-
ropora arborea (Koch & Dunker) und Membranipora ellip-
tica (v. Hac.), die im Coniacium noch nicht vorkommt. Cha-
rakteristische, von uns als Südarten angesehene Arten wie
Meliceritites magnifica (D’ORB.), Semicytis (heute = Semicy-
tella) disparilis D’Ors., Lichenopora elatior (D’Ors.), Pletho-
pora (heute = Plethoporella) cervicornis D’Ors. und Onycho-
cella santonensis (D’ORrs.) sind nach ALL£cre bereits im aqui-
tanıschen Becken vertreten.
Die klassischen Fundorte Villedieu, Tours, Joue-les-
Tours, St. Christophe (Indre-et-Loire) führen außer diesen
Arten zahlreiche weitere nur aus diesem Raum bekannte Spe-
zies, von denen besonders die charakteristische Onychocella
nerei (D’ORB.) genannt sei, die ein Zähnchen am Distalrand
der Opesie besitzt, sowie Cytis lanceolata D’Ors. und Unicy-
tis falcata D’Ore. (Taf. 3, Fig. 7) sowie Diplodesmepora op-
posita Canu & BassLer (Taf. 3, Fig. 8-9), dienunmehr auch in
der Vendee von J. M. Vıaup (Angers) gefunden wurden.
Der nördliche Bereich
Wie im Cenomanium und Turonium fehlt im Coniacium
eine faziell vergleichbare Bryozoenfauna am Nordufer des
Kreidemeeres. In Norddeutschland finden sich Bryozoen aus
dem Coniacium im Flachwasserbereich nur als wenig charak-
teristische Einzelfunde in der östlichen subhereynen Kreide-
mulde (Koeneni-Mergel bei Halberstadt). Die neuerdings ins
untere Coniacium gestellten obersten Plänerkalke (Schloen-
bachi- bzw. Deformis-Zone) in Westfalen lieferten bisher fast
nur untypische inkrustierende Arten. Auch die noch unbear-
beitete Coniacium-Schreibkreide von Lägerdorf (Holstein)
ist vergleichsweise bryozoenarm, während in der Schreib-
327
kreide Englands (Chatham [Kent], Seaford [Sussex] u. a. Lo-
kalitäten) und Nordfrankreichs an der Kanalküste (z. B. Fe-
camp und benachbarte Fundorte wie Vaucotte und Vattetot
sur Mer) reiche Bryozoenfaunen vorkommen, die von denje-
nigen des Südbereichs recht verschieden sind. Wenn man hier
auf die Gegenüberstellung von Nord- und Südarten nicht
gänzlich verzichten will, so muß man auf die allein auf die
Schreibkreide beschränkten Arten zurückgreifen, die im Sü-
den fehlen.
Dabei muß man sich bewußt bleiben, daß dieser Faunenun-
terschied weniger auf einer klimatischen Distanz als auf Fa-
ziesunterschieden beruhen dürfte, da im Schreibkreidemeer
ruhigeres Wasser in größerer Tiefe, verbunden mit anderen
Sedimentationsbedingungen als im küstennäheren südlichen
Bereich in der Touraine und im Gebiet der Loire anzunehmen
ist. Da aber die Bodentemperaturen des tieferen Schreibkrei-
demeeres in jedem Fall niedriger waren und der Schreibkrei-
degürtel von England bis Rußland stets im Norden der Tethys
gelegen war, so erscheint es doch einigermaßen gerechtfertigt,
gewisse charakteristische Schreibkreidearten vorerst als
Nordarten den typischen Südarten am SW-Rande des Pariser
Beckens gegenüberzustellen. Da sich dieses Problem ebenso
auch in den folgenden Oberkreidestufen vom Santonium bis
zum Maastrichtium stellt, könnte man de facto mehrere hun-
dert bisher nur aus der Schreibkreidefazies bekannte Arten als
Nordarten bezeichnen. Solange jedoch die südlichen Faunen
nicht besser bekannt sind, beschränken wir uns darauf, nur
einige charakteristische Arten des Schreibkreidemeeres unter
den Nordarten zu nennen. So wurden — neben zahlreichen
anderen Spezies - bisher im anglopariser Becken Bicavea ur-
nula D’Ore., Meliceritites durobrivensis GrEGoRY, Onycho-
cella hersilia BryDonE und die erekte cribrimorphe Art
Escharipora filiformis D’Orsıcny angetroffen. Die keulen-
förmige Clausa globulosa D’Ore. findet sich vom Cenoman
bis zum Maastrichtium im ganzen Gebiet, ab Santonium auch
in Norddeutschland.
4.4 SANTONIUM
Der südliche Bereich
Lange Zeit war die von Reuss (1854) aus der Gosau des
Nefgrabens bei Rußbach (Salzkammergut) beschriebene
kleine Fauna die einzige klassische mediterrane Bryozoen-
fauna aus dem Alpenraum. Ehemals als Turon eingestuft und
so auch noch in der späteren Literatur behandelt, besteht
diese fast ausschließlich aus auf Korallen aufsitzenden inkru-
stierenden, biogeographisch bisher nicht verwendbaren For-
men von Stomatopora, Proboscina, Berenicea, ‚Membrani-
pora“, Pyripora, Onychocella (Genus-Namen nach derzeiti-
ger Systematik) und einer cribrimorphen, von Reuss Celle-
pora scutigera benannten, sonst nicht bekannten Art, deren
Original leider nicht auffindbar ist. Die einzige erekte Art
Eschara biserialis Reuss ist Petalopora costata (D’ORrs.), eine
vorwiegend im Senon Englands und Frankreichs beheimatete
cyclostome Art. Die später vom Taubensee b. Kössen (Tirol)
von VoıGT (1928) entdeckte Gosaubryozoenfauna bereicherte
diese um 5 erekte cyclostome Arten der Genera Mecynoecia,
Reticulipora (= Reticrisina), Semicytis, Meliceritites und Fo-
ricula (1943 durch Kriegseinwirkung zerstört). Weiteres Ma-
328
terial fand ich 1979 am Wetterkreuzberg bei Kössen und im
Edelbachgraben b. Gosau. Prof. Hacn (München) überließ
mir dankenswerterweise eine kleine Fauna von Oberaudorf
auf benachbartem bayerischem Gebiet mit Homoeosolen
gamblei Grec., Crisisina carinata (Rorm.)und anderen erek-
ten Formen. Leider handelt es sich bei fast allen diesen For-
men um weit verbreitete Arten, die nicht für die Gosau bzw.
für die Tethys charakteristisch sind. Diejenigen wenigen Ar-
ten, die möglicherweise als Südarten gelten können, sind ent-
weder zu schlecht erhalten oder nicht charakteristisch genug.
Allein ein kleines, mit einiger Sicherheit zu Meliceritites ma-
gnifica (p’ORrs.) (Taf. 3, Fig. 2-3) zu stellendes Bruchstück,
das vom Verfasser kürzlich im Nefgraben gefunden wurde, ist
eine echte Südart.
Bei dem bisherigen fast gänzlichen Fehlen bezeichnender
tethydischer Santonium-Bryozoen und der zu geringen
Kenntnis gleichalteriger Faunen aus dem aquitanischen Bek-
ken sind wir hier besonders auf die klassische Santonium-
Fundstelle von Vendöme (Loir-et-Cher) am SW-Ende des Pa-
riser Beckens angewiesen, wo eine tuffkreideartige Fazies,
ähnlich wie im Oberturon der Touraine oder im Coniacıum
von Villedieu, eine reiche Bryozoenfauna vorhanden ist, die
sich von derjenigen der Schreibkreidefazies des Santonıums
im nördlichen und östlichen Pariser Becken durch das Auftre-
ten gewisser, nur hier beobachteter Arten deutlich unter-
scheidet.
Von Vendöme sei hier D’Orsıcny’s Original von Micro-
pora undata (v’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 3) und von Les Roches
dasjenige von Filicea rhomboidalıs D’Orsıcny (Taf. 3, Fig.
11) abgebildet.
Die D’Orsıcnvschen Santonıum-Lokalitäten Saintes, Peri-
gnac, Pecine, St. Leger u. a. im aquitanischen Becken ergaben
nur wenig brauchbares Material oder existieren heute nicht
mehr. Die bei Gresory (1899-1909) als Santonıum angege-
bene Fundstelle Pons lieferte 1981 in einem Straßenanschnitt
N Pons eine reiche, ihrer Zusammensetzung nach jedoch eher
als Coniacium anzusprechende Fauna mit sehr engen Bezie-
hungen zur ‚‚Craie de Villedieu“. Die hier vorkommende
Fauna ist derjenigen des Coniaciums in diesem Gebiet sehr
ähnlich. Sie enthält neben Meliceritites magnifica (D’Orsı-
any) (Taf. 3, Fig. 2-3), Meliceritites tuberosa (D’ORBIGNY),
Foricula aspera (D’Orsıcny) Diplodesmepora opposita CAnU
& Bassıer (Taf. 3, Fig. 8-9), Ceata lamellosa (D’OrsıcnY),
Spirentalophora ligeriensis (D’Orsıcnv) (Taf. 3, Fig. 16-17),
die Cheilostomata „‚Flustrina“ spatulata D’Orsıcny (Taf. 1,
Fig. 1), Rhynchotella frondosa (D’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 4),
Onychocella danae (vD’Orsıcny) (Taf. 1, Fig. 13), O. aegea
(D’Orsıcny), O. santonensis (D’ORrBIGNY) und zahlreiche
weitere, anscheinend auf den Südbereich beschränkte Arten.
Das Genus Sulcocava, das nach unseren Erfahrungen wohl
mehr in der Nordfauna zu Hause ist und im aquitanischen
Becken und in der Tethys im Coniacium und Santonıum zu
fehlen scheint — $. lacryma D’Ors. von Royan ist eine zwei-
felhafte Art - ist jedoch im Raum Tours-Villedieu-Vendöme
recht häufig und reicht hier mit der Art $. sulcata D’ORBIGNY
(Taf. 5, Fig. 3) (nach Canu & BassLer 1922: 174 und VoıGr
1973: 126) identisch mit $. cristata D’OrB.) in die tethydisch
beeinflußte Region des Pariser Beckens hinein. Bemerkens-
wert ıst, daß im südlichen Bereich, besonders im Coniacıum
und Santonium, eine Anzahl eigenartiger bilamellärer (escha-
riformer) Cheilostomata auftritt, die D’ORBIGNY unter dem
heute für diese Formen ungültigen Namen Flustrella (z. B.
Flustrella frondosa, (= Rhynchotella frondosa (D’ORrsıcnY)
(Taf. 1, Fig. 4), pobymorpha, regularis, polypora, irregularıs,
inversa) und Flustrina beschrieben hat, die ın der nördlichen
Region nicht vorkommen und daher hier unter den Südarten
aufgeführt werden. Von ihnen seien Rhynchotella frondosa
(D’Orsıcny) Taf. 1, Fig. 4) (= Fl. polypora D’OrBıcnY) und
„Flustrina“ spatnlata D’Orsıcny (Taf. 1, Fig. 1) hier abge-
bildet.
Ganz allgemein fällt auf, daß blattförmige bilamelläre Ana-
sca, wie sie D’ORBIGNY in großer Zahl beschreibt, an den ge-
nannten französischen Fundorten sehr viel häufiger als in den
Nordfaunen zu finden sind.
Der nördliche Bereich
Vom Nordufer des Santon-Meeres in Schonen (Lokalität
Ringelesnätt) gibt Broop (1972: 88 ff) 20 Cyclostomata-Arten
an, die sämtlich auch in das Campanıum fortsetzen. Clansa
globulosa D’ORBIGNY, „Hornera“ sparsıpora HENNIG, Peta-
lopora pulchella (ROEMER) und Sulcocava sulcata gehören zu
den hier als Nordarten betrachteten Formen. Eine kleine,
noch unbearbeitete Fauna wurde erst kürzlich bei Särdal in
Schweden am Ostufer des Kattegatts gefunden, von der BErG-
STROM (in BERGSTROM et al. 1973) 6 Cyclostomata-Arten an-
gibt.
Die reiche Flachwasser-Bryozoen-Fauna des subherzynen
Kreide-Gebietes, von VoıGr (1924) monographisch bearbei-
tet, weist eine gegenüber den übrigen Oberkreide-Bryozoen-
faunen erheblich abweichende Zusammensetzung auf und
fällt auch durch die Tracht der oft sehr dicken, massıven und
knolligen Zoarien ganz aus dem Rahmen. Obwohl im nördli-
chen Harzvorland am Südufer des norddeutschen Kreide-
meeres beheimatet, so ist sie dennoch mit der Südfauna durch
zahlreiche ubiquitäre Arten verbunden. Ob der Charakter
dieser Fauna auf Endemismus beruht oder allgemein nördli-
che Züge offenbart, ist unklar. Da aber doch manches an die
Fauna der campanen schwedischen Trümmerkreide erinnert,
scheint es gerechtfertigt, charakteristische Vertreter dieser
subherzynen Fauna als Nordarten aufzufassen.
Die verschiedenen Lokalitäten dieser z. T. in konglomera-
tischer Trümmerfazies entwickelten Unter- und Mittelsan-
ton-Schichten waren zum großen Teil jetzt stillgelegte Eisen-
erzschächte und Tagebaue, wie Grube Gr. Bülten, Grube
Barbara bei Barbecke, Lengede-Broistedt, Vallstedt, ferner
Aufschlüsse bei Gehrden b. Hannover, Salzberg bei Qued-
linburg u. a. (Situationskärtchen [Abb. 1] bei Voigt 1979).
Arten wie Pachyteichopora verrucosa (RorMmeEr) (Taf. 5,
Fig. 2), Spiropora ingens Voict, „Fasciculipora“ hustedti
Voıcr (Taf. 5, Fig. 8-11), „F.“ constricta VoıGt, Filicea
cincta VoıGT, Semimultelea polytaxis VOIGT, $. cannı VOIGT,
Ceriocava incrustata (ROEMER) (Taf. 5, Fig. 12), ‚‚Repto-
multicava“ caespitosa (ROEMER), Lichenopora suecıca HEN-
nıG (oft über 10 cm groß bei Gr. Bülten), Sulcocava sulcata
D’Ore. (Taf. 5, Fig. 3), Foricula nodulifera VoıGT und Fori-
cula acuminata Voıict, Floridina multilamellosa VOGT,
Onychocella decipiens VoıGT, an der jetzt erstmalig die Nar-
ben von Oralspinae nachgewiesen wurden (Taf. 4, Fig. 2-3).
Lunulites martini (Voıcr), Volviflustrellaria volvox (QUEN-
stepr) (Taf. 4, Fig. 9-12) (= Lunularıa incrustata VoiGT)
sind besonders charakteristische Repräsentanten dieser Fau-
na, die offensichtlich ehemals weiter in der nordeuropäischen
Provinz verbreitet war, wie das Vorkommen von Pachytei-
chopora verrucosa (ROEMER) auch im Santonıum von Bottrop
(Westfalen) oder ein Fund von „Fasciculipora“ hustedti
Voigt in der Maastrichtium-Tuffkreide von St. Symphorien
bei Ciply b. Mons beweist.
In der Santonium-Schreibkreide von Lägerdorf sind die als
Nordarten anzusprechenden Arten Onychocella hermione
Brypone (Taf. 4, Fig. 5), Woodipora disparılis (D’ORrs.)
(Taf. 4, Fig. 7) und Meliceritella verticillata (D’Ors.) häufig.
Die beiden letzteren sind in der Campanıum- und Maastrich-
tium-Schreibkreide des mitteleuropäischen Bereiches, nicht
aber südlich davon anzutreffen.
4.5 CAMPANIUM
Der südliche Bereich
Bryozoenfaunen des Campaniums sind aus dem alpidi-
schen Tethysraum bisher nicht bekannt. Es ist daher ein gün-
stiger Umstand, daß im aquitanischen Becken (Charente,
Charente marit., Dordogne, Gironde) zahlreiche Fundstellen
liegen, von denen bereits D’Orsıcny viele Bryozoen-Arten
beschrieben hat, und über die eine neuere ungedruckte These
von Ducasse (1958) speziell über das Gebiet der Saintogne
und des westlichen Perigord vorliegt. Faunenlisten gaben
Canu sowie GILLARD (1940). Ein Teil dieser ganz oder teil-
weise dem Maastrichtium beziehungsweise Dordonien sensu
ARrNAUD zugerechneten Lokalitäten wie Royan, Aubeterre,
Archiac, Meschers, Talmont, Le Caillaux u. a. wird heute
aufgrund der Foraminiferen (NEUMANN 1980), (VAN HINTE
1966, 1979) bes. der Orbitoiden (van Gorser 1973b) in das
Campanium (sensu CoQUAND) eingestuft, während SERO-
NIE-Vivien (1972a, 1972b), Arnauo folgend, ein Maastrich-
tium-Alter der Orbitoides media und Siderolites vidalı füh-
renden Schichten vertritt. Da die typischen Maastrichtium-
Großforaminiferen wie Omphalocyclus macroporus und Sı-
derolites calcitrapoides sowie Lepidorbitoides minor hier
noch fehlen, betrachten wir diese Schichten noch als Cam-
panıum.
Wenn diese Auffassung richtig ist, so treffen wir hier be-
reits charakteristische Bryozoen der Maastrichter Tuffkreide
des Obermaastrichtiums wie die Südarten Zonopora spiralıs
(Goıpr.) (Taf. 3, Fig. 10), /dmidronea ramosa (D’ORs.)
(Taf. 3, Fig. 12-14), Stichopora clypeata v. Hac. (Taf. 2,
Fig. 10) Escharifora muelleri (v. Hac.) und andere an, was
durch den Temperaturanstieg im oberen Maastrichtium
(Voıst 1964) erklärt wird, der sich auch im Vordringen der
Großforaminiferen, Rudisten, Riffkorallen und anderer süd-
licher Organismen äußert. GıLLarD (1939) hatte daraus den
umgekehrten Schluß gezogen, daß damals nördliche Arten in
dieser Zeit nach Süden vorgedrungen seien. Diese Annahme
verbietet sich allein schon daraus, daß es sich hier im Camp-
anium um im Süden ansässige Formen handelt, die erst im
Maastrichtium auch im Norden gefunden werden. Damit
steht durchaus im Einklang, daß sich im Campanıum der
Charentes und Gironde Rudisten wie Orbignya lapeyrousı
und Praeradiolites hoeninghausi finden, die erst später in der
Maastrichter Tuffkreide erscheinen, deswegen aber nicht lei-
tend für das Maastrichtium sein müssen.
329
Weitere Südarten, die ın der nördlichen Schreibkreide des
Campaniums und in Schweden völlig fehlen, sind u. a. die
Cyclostomata Spiropora verticillata forma laevigata D’ORrs.,
Osculipora royana D’ORs., Bicrisina cultrata D’Ors., Reti-
crisina girondina (D’OR».), ‚„‚Reteporidea“ royana D’ORrs.,
Chilopora cretacea Canu & BassLER, Grammanotosoecia
contorta Canu & BassLer, Fasciculipora prolifera (v. HaAce-
NOW), Meliceritites royana WATERs, Meliceritites magnifica
(D’Ore.), Foricula aspera D’Ors., Foricula spinosa D’ORs.,
Semicrescis tubulosa D’Ors. und die Cheilostomata Discoflu-
strellaria doma D’Ors., Biflustra regularıs D’Ore. (Taf. 2,
Fig. 11), Biflustra prolifica D’Ors., Onychocella royana
(D’OrB.), Onychocella arborea (D’ORrs.),Onychocella giron-
dina (v’Ors.) (Taf. 2, Fig. 1), Frurionella polymorpha
(D’ORre.) (Taf. 2, Fig. 6-8), Escharifora circe D’ORrB., Acoscı-
nopleura artemis (D’Ors.), Pachythecella fıliformis (D’Ors.)
(non = Pachytheca fıliformis bei Marsson 1887).
Wenn auch die Schelfkarbonate des aquitanischen Beckens
(Plattformfazies nach Pıazıar 1981) keine echte Schreibkreide
darstellen, sondern meist etwas gröber, mehr detritisch (z. B.
bei Royan) reicher an Quarz und bioklastischem Material und
gewöhnlich auch härter sind, so lassen sie doch faziell am ehe-
sten noch einen Vergleich mit der Schreibkreide zu, in der
ähnliche ökologische Bedingungen geherrscht haben mögen
(siehe hierzu die Lithofazieskarten und Profile bei SERONIE-
Vivien 1972b). Es wurden daher die sehr bryozoenreichen
Schichten am Steilufer der Gironde bei Talmont und Le Cail-
laud und anderen Fundorten, die großenteils ganze Zoarien
enthalten, auf ihren Bestand an Bryozoen und deren Ver-
gleichbarkeit mit der Campanıum-Schreibkreide von Läger-
dorf-Kronsmoor und dem Campanıum von Misburg unter-
sucht. Dabei ergab sich, sowohl hinsichtlich der inkrustie-
renden als auch der erekten Formen, eine große Verschieden-
heit der Faunen.
Leider bereitet die Identifizierung der z. T. noch unbe-
schriebenen Arten beider Gebiete Schwierigkeiten, da die rei-
chen Gironde-Fundstellen, mit Ausnahme von Royan, wo
die grob detritische Fazies auf flacheres und bewegteres Was-
ser schließen läßt, merkwürdigerweise D’OrBıGnY unbekannt
geblieben sind. Aber selbst die klassische, von D’Orsıcny re-
latıv vollständig untersuchte obercampane Bryozoenfauna
von Meudon (einschließlich der von Vigny b. Paris) zeigt mit
den gleichaltrigen Fundstellen in der Charente maritime we-
nig gemeinsame Südarten wie z. B. Retecava clathrata
(Gorpruss) (Taf. 3, Fig. 15), Fasciculipora prolifera (v.
Hac.), Unicytis falcata D’Orsıcny (Taf. 3, Fig. 7) und Sti-
chopora clypeata v. Hac. (Taf. 2, Fig. 10), die aus dem nörd-
lichen Campanium in England, Frankreich und Deutschland
unbekannt sind.
Der nördliche Bereich
Das Campanium ist die einzige Oberkreide-Stufe, aus der
eine echte Flachwasserfauna vom Nordufer des Oberkreide-
meeres in Schweden bekannt ist. Trotz der Arbeiten von
Hennig (1892, 1894) Voigt (1930) und Broon (1972), sind
viele der charakteristischen Arten dieses Gebietes, besonders
Cyclostomata, noch nicht beschrieben, von den zahlreichen,
meist auf Geröllen inkrustierenden Cheilostomata-Arten
ganz abgesehen. Die neuen Arten können daher hier nicht
aufgeführt werden.
330
Als Nordarten nennen wir hier die Cyclostomata Petalo-
pora pulchella (RoEMER), Petalopora arasloevensis BROOD
(Taf. 5, Fig. 13), Reptomulticava uva HEnniG, Lichenopora
suecica HEnniG, Pachyteichopora punctata VOIGT, Spiridmo-
nea lundgreni Hennic, Plethoporella malmı (Hennıc),
„Hornera““ sparsipora HENNIG, Ceriopora bovista v. Hac.;
von Cheilostomata seien Beisselina pachyphylla Voict, In-
versaria flabellula (v. Hac.) und die hier überall in der
schwedischen Trümmerkreide überaus häufig vorkommende
Solenonychocella hennigi Voıct (Taf. 4, Fig. 6) genannt.
Auf den litoralen oder sublitoralen Nordbereich be-
schränkt ist auch Spiropora suecica VoIGtr & Fror (Taf. 5,
Fig. 15-17), die sich von der ubiquitären Sp. verticıllata
(Goıpr.) (Taf. 5, Fig. 14) durch viel dickere Zoarien, gele-
gentlich auftretende Kenozooecien und das vielfach verästelte
Gonozooid unterscheidet und keineswegs ein Synonym der
letzten Art (Broop 1972: 309) ist. Angehörige der Fam. Si-
phoniotyphlidae mit Sıphoniotyphlus, Clinopora und
Kvarnbyella und der Lunulitidae sind im Gegensatz zur
Schreibkreidefauna ebenso wie der Coscinopleuridae hier
sehr selten oder fehlend; auch sind die Melicerititidae hier sel-
tener als in der Südfauna. Viel häufiger sind hingegen große
Ceriopora-, Reptomulticava- und Lichenopora-Arten, ähn-
lich wie in der Santonıumfauna des subherzynen Beckens, die
in der Tracht und Größe der Zoarien an die nördliche Küsten-
fauna des Campaniums erinnert.
Diese hier nur sehr unvollständig aufgeführte nördliche Li-
toralfauna weist nur geringe Beziehungen zur gleichaltrigen
Schreibkreidefauna in Norddeutschland und im Anglo-Pari-
ser Becken auf, wenn man von inkrustierenden und ubiquitä-
ren Formen absieht, welche hier nicht berücksichtigt werden
können. Während in der Schreibkreidefauna des Campani-
ums von Meudon b. Paris, Vigny und Longuesse (Seine et
Oise) bereits vereinzelt echte Südarten wie Fascicnlipora pro-
lifera v. Hac., Zonopora (= „‚Spiroclansa“) spiralıs (GoLDF.)
(Taf. 3, Fig. 10), Unicytis falcata (Taf. 3, Fig. 7), Retecava
clathrata (Goıpr.) (Taf. 3, Fig. 15) und weitere zahlreiche
andere sonst in diesem Niveau bisher nicht angetroffene Ar-
ten vorkommen, welche diesem Gebiet eine Sonder- oder
Übergangsstellung verleihen, hat die nördliche Schreibkrei-
defauna dieser Zeit einen eigenen Charakter.
Die weitaus meisten der von BryDone (1929-1936) in Eng-
land beschriebenen erekten Cheilostomata des Campanıums
und Maastrichtiums sind bisher aus dem Südbereich unbe-
kannt. Dasselbe gilt für die Campanium-Fauna von Misburg
und Höver b. Hannover und Lägerdorf-Kronsmoor in Hol-
stein, wo eine horizontierte Großprobenserie, die von H.
Ernst (Hamburg) entnommen wurde, zur Zeit bearbeitet
wird. Die Fauna von Misburg (VoıGr 1975) ist inzwischen
durch Neuaufsammlungen von Herrn W. POCKRANDT, Frau
U. SCHNEEMILCH (Hannover) und Frau I. Krause (Wennigsen)
erheblich vermehrt worden, die die Unterschiede gegenüber
der Campanium-Fauna des aquitanischen Beckens noch deut-
Jicher hervortreten lassen.
Wir nennen hier vorerst nur die z. T. schon aus älteren
Oberkreide-Stufen im Nordbereich bekannten Cyclostoma-
ta-Arten Apatotervia minuta VOIGT, Siphoniotyphlus tennis
(v. Hac.), Clinopora lineata (Beısser) (Taf. 5, Fig. 1) und
Kvarnbyella ornata (Reuss) (Taf. 5, Fig. 5-7), die zuerst aus
dem sächsischen Turonpläner beschrieben wurde, Meliceriti-
tes eleoides VoiGT, Melicerititesmendonensis D’Ors., Melice-
rıtella verticillata (D’Ors.) und die erekten Cheilostomata
„Membranipora“ weybournensis BRYDONE, ‚,Vincnlaria“
grania BrYDONE, Onychocella hermione (Bryvone) (Taf. 4,
Fig. 5), O. pockrandti Voigt, (Taf. 4, Fig. 1), O. inelegans
(LonspALe), O. clito (D’Ore.), Onychocella (?) quadrilatera
Voir (Taf. 4, Fig. 4), O. allas BryDone, Pavolunulites cos-
tata D’Ors., Tremocoscinopleura holsatica VoıGr, Woodi-
pora („Vincularia“) disparilis (D’Ors.), (Taf. 4, Fig. 7),
Pnictoporopsis pontifera Voıct (Taf. 4, Fig. 14-15), und Po-
rına portuosa BRYDONE.
4.6 MAASTRICHTIUM
Der südliche Bereich
Erst aus dem oberen Maastrichtium liegt uns wieder eine
reichere Tethys-Bryozoenfauna von Puerto de Olazagutia
(Navarra) (südliche Pyrenäenkreide) vor, die mit sehr zahlrei-
chen südlichen Großforaminiferen wie Lepidorbitoides und
Siderolites vergesellschaftet ist. Die diesbezügliche Arbeit
von Barroso (1944), die 27 schlecht abgebildete Arten und
zahlreiche Fehlbestimmungen aufweist, ist durch Neuauf-
sammlungen überholt und umfaßt wenigstens 90 Arten. Von
ubiquitären Formen abgesehen, wurden hier folgende Arten
angetroffen, die auch in der Maastrichter Tuffkreide des obe-
ren Maastrichtiums vorkommen und wohl größtenteils als
Südarten anzusehen sind: /dmidronea ramosa (D’ORBIGNY) =
Idmonea macilenta v. HaGENow (Taf. 3, Fig. 12-14), Oscu-
lıpora repens (v. Hac.), Idm. dorsata v. Hac. (Taf. 3, Fig.
5-6), Retecava clathrata (GowDr.) (Taf. 3, Fig. 15), Sticho-
pora clypeata v. Hac. (Taf. 2, Fig. 10), Dimorphocellaria
goldfussi (Reuss), Coscinopleura lamourouxi (v. Hac.)
(Taf. 1, Fig. 2), Onychocellariarhombea (v. Hac.), ‚, Vincu-
larıa““ canalıfera (v. Hac.), Escharifora muellerı (v. Hac.),
Onychocella cylindrica (v. Hac.), O. stigmatophora
(GoLpr.), O. piriformis (GoLDF.), O. normani (PERGENS),
Taenioporina arachnoıdea (Goıwpr.) (Taf. 1, Fig. 12),
Ubagbhsia reticulata (UsacHs) und Fissuricella vermicularis
Voıist. Von einem weiteren Fundort aus der Pyrenäenkreide
(Salinas y Monte Perdido [Alto Aragon]) hatte Faura y Sans
(1917) bereits 10 Arten, wenn auch meist nur mit cf. oder ge-
nerisch bestimmte Arten genannt. Reiche Bryozoenvor-
kommen in der oberen Bona-Formation (Santon-Mittl. Maa-
strichtium) erwähnt Morrı (1977: 213) aus den Zentral-Pyre-
näen, so daß künftigmehr über oberkretazische Bryozoen des
Tethys-Raumes zu erfahren sein wird.
Die nordspanischen Vorkommen erfahren eine wichtige
Ergänzung durch die bereits durch LEymekıe (1851) bekannte
Bryozoen-Lokalität vom Bois de Barade bei Gensac (Petites
Pyrenees, Haute-Garonne) am S-Rande des aquitanischen
Beckens, von wo eine reiche, größtenteils noch nicht bearbei-
tete Fauna des Ober-Maastrichtiums vorliegt. Wie bereits von
Canu (1920: 209) festgestellt, ist die hier besonders häufige
Art Escharites arbuscula LEYMERIE identisch mit Meliceritites
royana Waters 1891 (Taf. 3, Fig. 1), einer ausgesprochenen
Südart. Da jedoch die Art alleın nach Leymeries Figur nicht
wiederzuerkennen ist, geben wir dem Namen M. royana den
Vorzug.
Auch bei Gensac gibt es zahlreiche Arten der Maastrichter
Tuffkreide; doch zeigt die Fauna auch Verschiedenheiten ge-
0606)
ISO
Abb. 3. Vorkommen von ‚‚Südarten (Nr. 1-6) im Obermaastrichtium des Nordbereichs.
Der Pfeil bezeichnet ihre mutmaßliche Ausbreitung nach Norden. Fundortangaben wie in Abb. 1.
1 Stichopora clypeata v. HAc.
2 Taenioporina arachnoidea (GOLDF.)
3 Coscinopleura lamourouxi (v. HAG.)
genüber der Bryozoenfauna von Olazagutia, besonders hin-
sichtlich der inkrustierenden Spezies. Wieviele davon Canu
(1920) aus der nördlichen Pyrenäen-Maastrichtium-Kreide
der Haute Garonne beschriebenen neuen Arten als Südarten
gelten dürfen, bleibt noch zu untersuchen.
Der nördliche Bereich
Da im Obermaastrichtium, wie bereits mehrfach erwähnt,
viele südliche Faunenelemente weit nach Norden vordringen
(vgl. Abb. 3), wodurch eine Vermischung von Süd- und
Nordfaunen stattfindet, stößt die Unterscheidung von Nord-
und Südarten hier z. T. auf Schwierigkeiten. Dies gilt beson-
ders für die überaus reiche Fauna der Maastrichter (ein-
schließlich der Kunrader) Tuffkreide in Südholland (Voigt
1979a) und der Cotentin-Kreide in der Normandie. Beide
enthalten zahlreiche südliche Bryozoen neben einer großen
Anzahl von Arten, welche entweder endemisch oder vom At-
lantik her eingewandert sind, im Süden jedoch noch nicht ge-
funden wurden. Das gilt ebenso für die zwischen beiden Vor-
kommen liegenden Fundstellen des Tuffeau von St. Sympho-
rien und der Phosphatkreide von Ciply bei Mons (Belgien).
Es erscheint daher geraten, die genannten Faunen vorerst bei
4 Zonopora spiralis (GOLDF.)
5 Idmonea dorsata v. HAG.
6 Idmidronea ramosa (D’ORB.)
unserer Untersuchung solange nicht zu berücksichtigen, bis
darüber gesicherte Daten vorliegen. Es kommt hinzu, daß im
Gegensatz zum Campanium im Maastrichtium keine litoralen
oder sublitoralen Küstenfaunen vom Nordufer bekannt sind,
sofern man von Einzelfunden im Ähus-Sandstein oder Kö-
pingesandstein oder von Balsvik in Schonen (Hennig 1892,
1894) absieht. Letztere unterscheiden sich kaum von den
Bryozoen des Campaniums. Demnach bleibt man im Maa-
strichtium vorläufig allein auf die Fauna der baltischen und
der englischen Maastrichtium-Schreibkreide (Trimingham)
angewiesen, wenn man ausgesprochene Nordarten als solche
herausstellen will. Dies aber würde bedeuten, daß man de
facto die meisten Arten der Maastrichtium-Schreibkreide als
Nordarten bezeichnen müßte, weil sie im Süden nicht vor-
kommen oder - besser gesagt — noch nicht gefunden wurden.
Unseren Untersuchungen dieser Schreibkreidefaunen beru-
hen auf folgenden Fundstellen:
Untermaastrichtium von Aachen, Hemmoor, Rügen
(DDR), Moen, Kongslev auf Seeland (Dänemark), Triming-
ham (England) und dem Obermaastrichtium von Hemmoor,
Stevns Klint und benachbarten Aufschlüssen und zahlreichen
Gruben in Jütland sowie aus hunderten von Schreibkreide-
schollen und nordischen Geschieben.
Von diesen Lokalitäten haben v. HAGENow (1839, 1840),
Beisser (1865), Marsson (1887), HEnniG (1892, 1894), LEVIN-
sEn (1925), BRYDoneE - in zahlreichen Arbeiten — besonders
1929, 1930 und 1936, VoıcT (1930), BRooD (1972) u. a. insge-
samt viele hundert Arten beschrieben, die freilich z. T. heute
der Revision bedürfen. Es fällt schwer, hier eine Auswahl be-
sonders charakteristischer Formen zu treffen. Es seien daher
nur folgende aufgeführt: Von Cyclostomata: Petalopora retı-
culata (Marsson), Eohornera langethalıi (v. Hac.), Desme-
pora semicylindrica (Roem.), Canalıpora articulata (v. Hac.)
(Taf. 5, Fig. 4), von Cheilostomata; Stichopora pentasticha
v. Hac. (Taf. 4, Fig. 13), Onychocella congesta (Marsson),
O. incarcerata (BrYDonE), ©. gibbosa (Marsson), Onycho-
cella (?) quadrilatera (VoıGr) (Taf. 4, Fig. 4), Inversaria
crassipes (Marsson), Lunnlites beissell Marsson (Taf. 4,
Fig. 8), L. sella Marsson, L. semilunaris v. Hac., Systeno-
stoma asperulum Marsson, Columnotheca crıbrosa MARSSON
(Taf. 4, Fig. 16), Beisselinopsis marginata (v. Hac.) (Taf. 4,
Fig. 17), Porina pachyderma Marsson, Bathystomella cordi-
formis (v. Hac.). Onychocella rowei BryDonE, Woodipora
disparilis (D’Ors.) (Taf. 4, Fig. 7) und Systenostoma asperulum
(Marsson) erscheinen bereits im Campanıum.
Die ım Maastrichtium in großer Artenzahl im Nord- und
Südbereich auftretenden Porina- und Beisselina- Arten (WıE-
SEMANN 1963) bedürfen noch einer weiteren monographischen
Bearbeitung, ehe sie für eine biogeographische Bearbeitung
herangezogen werden können. Sie sind im Süden besonders
häufig. Die Genera Columnotheca (Marsson), Beisselinopsis
(Voıct), Nephropora Marsson und Bathystomella sowie
wahrscheinlich viele andere sind ganz auf den Nordbereich
beschränkt.
Die reiche Bryozoenfauna des unteren Ober-Maastrich-
tiums von Ilten bei Hannover (VoıGt 1951) enthält zahlreiche
nur aus der Maastrichter und Kunrader Ober-Maastrich-
tium-Tuffkreide bekannte Arten neben deren charakteristi-
schen südlichen Großforaminiferen (Lepidorbitoides minor,
Siderolites calcitrapoides und Omphalocyclus macroporus).
Ob dieses ganz isolierte Vorkommen harter Kalkarenitbänke
mit mürberen, bryozoenreichen Lagen, ähnlich den Kunra-
der Kalken in Südlimburg, die normale südliche Randfazies
des norddeutschen Schreibkreidegebietes oder eine lokale Fa-
zies am West-Rande des Sarstedt-Sehnder Salzstockes dar-
stellt, ist ungewiß. In jedem Falle beweist es aber das Vor-
dringen südlicher Arten weit nach Norden im Ober-Maa-
strichtium (Abb. 2 und 3).
Die mit der nördlichen Maastrichtiumfauna trotz des Aus-
sterbens zahlreicher Taxa eng verbundene Daniumfauna muß
einer späteren Analyse vorbehalten bleiben, da eine tethydi-
sche Bryozoenfauna des Daniums — von den wenigen unsi-
cheren von Kühn (1930) aus der Klippenzone bei Wien be-
schriebenen Arten abgesehen — noch unbekannt ist. Die rei-
che Bryozoenfauna aus dem Danien der Krim, die erst zum
kleinen Teil bearbeitet ist (Vıskova 1972), hat trotz ihrer süd-
lichen Lage durchweg nordischen Charakter, da sie der balti-
schen Danıumfauna sehr ähnlich ıst.
Die Bryozoen des Daniums stehen denjenigen der Kreide
viel näher als denen des Tertüärs.
5>RÜCKBLICK
Ein Rückblick auf die bisherigen Kapitel läßt keinen Zwei-
fel darüber, daß die Bryozoenfaunen der Oberen Kreide in
Europa auf relativ engem Raum von nur ca. 1600 km Länge
erhebliche Differenzen aufweisen. Da diese Differenzierung
im wesentlichen in SN-Richtung erfolgt, ıst die Annahme ge-
rechtfertigt, daß sie klimatisch bedingt ist, zumal sich die
Bryozoen hier nicht anders verhalten als viele andere Bewoh-
ner des Oberkreidemeeres auch, für die eine klimatisch be-
dingte Zonierung längst bekannt ist. Dennoch erhebt sich
immer wieder die Frage, wie weit ökologische, die Fazies be-
dingende Verhältnisse die stark faziesabhängigen Bryozoen in
ihrer biogeographischen Verbreitung beeinflußt haben und
eine temperaturbedingte Zonierung vortäuschen können, wie
dies besonders im Gegensatz zwischen der Schreibkreide-
fauna und den sie randlich begleitenden Litoral- oder Sublito-
ralfaunen in höher energetischem Milieu und unter dem Ein-
fluß terrigener Sedimentzufuhr zum Ausdruck kommt.
Solange wir aber einer Kreidebryozoenart noch nicht a
priori ansehen können, unter welchen klimatischen Bedin-
gungen sie gelebt hat, bleibt uns bei einem ersten Versuch ei-
ner biogeographischen Analyse nichts anderes übrig, als die
derzeit bekannte regionale Verbreitung der einzelnen Arten
zu registrieren und dann besonders charakteristische Taxa,
ihrem Vorkommen entsprechend, als ,Süd“- oder
„Nord“-Art zu bezeichnen, wohlwissend, daß eine solche
Zuordnung als allzu schematisch kritisiert und jederzeit
durch neue Funde überholt werden kann. Wenn wir dabei für
die einzelnen Stufen jeweils einen ,„Süd“- und einen
„Nord‘-Bereich unterschieden haben, so bedeutet das ledig-
lich, daß in dem einen Bereich gewisse charakteristische — ne-
ben vielen anderen beide Bereiche bevölkernden — Arten
gefunden werden, die in dem anderen Bereich fehlen oder
sehr selten sind. Daß eine diesbezügliche Trennungslinie
(Abb. 1) zwischen Süd- und Nordbereich nur eine breite, in
ständiger Oszillation begriffene Zone, abhängig von Meeres-
strömungen und klimatischen Veränderungen, darstellen
kann, erscheint selbstverständlich.
Die hier vorgeschlagene Gruppierung in nördliche und
südliche Faunenelemente ist auch nur unter der Vorausset-
zung zu verstehen, daß das Klima im Bereich des europäi-
schen Ober-Kreidemeeres zwischen dem skandinavischen
Festland und der Tethys trotz erheblicher Schwankungen
(VoıGt 1964) im ganzen warm, mindestens warm-gemäßigt
bis subtropisch gewesen ist und kaum ein sehr starkes Tempe-
raturgefälle geherrscht hat, daß aber andererseits auch neben
anderen ökologisch wirksamen Faktoren von der Meerestiefe
abhängige Temperatur-Unterschiede zwischen der Boden-
Temperatur des tieferen Schreibkreidemeeres und der flache-
ren Küstenregionen zu berücksichtigen sind.
Bei alledem darf auch nicht übersehen werden, daß für die
biogeographische Analyse tertiärer Bryozoenfaunen (Davın
& Pouyer 1978, Pouver & Davıp 1979) sehr viel günstigere
Voraussetzungen bestehen als für die Kreidezeit, aus der
Bryozoenarten als lebende Klimazeugen nicht oder kaum
mehr vorhanden sind. Zahlreiche Familien mit sehr charakte-
ristischen Genera und Spezies, die hier als Nord- oder Südar-
ten angesprochen werden, wie die Cheilostomata-Familien
Siphoniotyphlidae Voısr, Celluliporidae Buse & VoiGT,
Leiosoeciidae Canu & BassLEr, Clausidae D’OrBıcnY, Cavi-
dae p’Orsıcny, Cytisidae D’OrBiGnY, Corymboporidae
D’OrsıcnY, Eleidae D’Orsıcny (= Meliceritidae PERGENS),
Ceidae D’Orsıcny sind erloschen. Die in der Kreide dominie-
rende Gattung Onychocella JuLLıen ist heute nur noch mit
wenigen Reliktarten vertreten. Von den etwa 70 Cheilosto-
mata-Familien, unter denen sich im Tertiär manche wichtigen
Klimazeugen befinden, sind 26 erst postkretazisch entstanden
und 9 bereits am Ende der Kreide ausgestorben (vgl. Lar-
wooD etalii im ‚‚Fossil-Record“ 1967). So befinden sich zwar
unter den vorherrschenden tertiären und rezenten Cheilo-
stomata-Arten gute Zeugen für äquatoriales oder tropisches
Klima, wie z. B. Metrarabdotos (CHEETHAM 1967), Stegino-
porella (Pouver & Davm 1979), Herentia (Davın & PouvEr
1978) oder Celleporina (Morris 1979); aber die bisher in die-
ser Hinsicht untersuchten tertiären und rezenten Taxareichen
nicht bis in die Kreide zurück.
ScHoprs Beobachtung (ScHopr 1973), daß bei Cheilosto-
mata die frontalen oder lateralen Avicularien bei niederen
Temperaturen zu rundlicher, bei höheren hingegen zu spitzer
Gestalt neigen, wäre ein wichtiges Kriterium, konnte aber an
Kreidebryozoen bisher noch nicht kontrolliert werden, da
wir ausgesprochene Kaltwasserbryozoen aus der Kreide noch
nicht kennen. Weitere von SCHOPF aus der Literatur zitierte
Kriterien über die Entwicklung und die Zahl von Avicularien
in Abhängigkeit von der geographischen Breite verdienen
weitere Nachprüfung, ebenso wie die Angaben von Morkıs
(1979), daß an der pazifischen Küste der USA die Mündungen
der Zooecien des rezenten Genus Celleporina in kühlerem
Wasser an Größe abnehmen.
Eine weitere Aufgabe wird es sein, über die hier vorläufig
vorgenommene Abgrenzung eines Süd- und Nord-Bereiches
333
in Europa weitere kleinere biogeographische Regionen aus-
zuscheiden, was die Grenzen dieser Arbeitüberschreitet. Das
betrifft insbesondere die Untercenomanfauna von Mül-
heim-Broich/Ruhr, die santone Bryozoenfauna des sub-
herzynen Beckens und die sächsisch-böhmische Kreide-
Bryozoenfauna, die hier kaum berücksichtigt werden konnte.
Die Sonderstellung der Cotentin-Fauna des Unteren Ober-
maastrichtiums in der Normandie mit ihren Beziehungen zur
Maastrichter Tuffkreide-Bryozoenfauna und die eng damit
verbundene Frage eines atlantischen Einflusses von Westen
her im Obermaastrichtium, ist ein Problem für sich. Unklar
bleibt ebenfalls, ob ein Großteil der Fauna der Maastrichter
Tuffkreide mit ihren ca. 300 Arten endemisch ist.
Noch ist es kaum möglich, über den hier behandelten
Raum hinaus die Beziehungen zu den außereuropäischen
Kreidebryozoenfaunen aufzuhellen, die im Gegensatz zu Eu-
ropa recht unbedeutend und weit voneinander getrennt sind.
(Einige relativ artenarme Faunen in den USA, Argentinien,
Südafrika, Indien und den asiatischen Gebieten der USSR.)
Arktische oder antarktische Kreidefaunen sind bisher unbe-
kannt.
Im Vergleich zu der kosmopolitischen Verbreitung etwa
der karbonischen und permischen Bryozoenfauna, über die
neue biogeographische Studien von Charles Ross & J. R. P.
Ross (1981) sowie von Ross (1978, 1979, 1981a, 1981 b) vor-
liegen, und von der allein im Perm Chinas (Jıns-ZHı Yang &
Lin-Huang Lu [1981]) 9 Provinzen unterschieden werden,
befindet sich die Kenntnis der biogeographischen Verbrei-
tung der Kreidebryozoen noch sehr im Rückstand. Auffal-
lend ist, daß nach J. R. P. Ross die Entwicklung der spätpa-
läozoischen Bryozoenfaunen hauptsächlich im Tethys-Raum
erfolgt.
Auch heute ist die Formenmannigfaltigkeit der Bryozoen
in den Tropen am größten und nimmt polwärts allmählich ab
(ScHorr 1979: 456). Für die Oberkreide trifft dies jedoch of-
fensichtlich nicht zu, da die überaus reichen Bryozoenfaunen
dieser Zeit im Norden des Tethysgürtels beheimatet sind.
6. ANHANG
HETEROCONOPEUM n. g.
Derivatio nominis: Kombination von heteros (griech.) = ver-
schieden und Conopeum
Generotypus: Membranipora janieresiensis CANU 1897, Ceno-
man-Turon (Taf. 1, Fig. 6-11)
Stratigraphische Verbreitung: Obere Kreide
Diagnose: Heteroconopeum n. g. unterscheidet sich von
Conopeum Gray 1844 durch den Dimorphismus seiner
Zooecien. Das erekte Zoarıum besteht aus einem achsialen
Stamm mit großen Zooecien und peripheren konzentrischen
Lagen kleinerer, durch frontale Knospung entstandener
Zooecien. Keine Avicularien oder Vibracularien, Ooecien
und Dietellae. Kleine polygonale interzooeciale Lücken (La-
cunae) zwischen den Zooecien konstant vorhanden.
Diskussion: Die rezenten Conopeum-Arten, über die
eine spezielle Arbeit von Bosın & PrEnAnT (1962) vorliegt,
sind meist unilamellär inkrustierend, können jedoch auch
mehrschichtig oder erekt-bilamellär werden, besitzen jedoch
niemals die Größen-Heteromorphie zwischen inneren und
äußeren Zooecien.
Canu (1897: 150, Taf. 5, Fig. 1-3) hat die großen achsialen
Zooecien zwar abgebildet, sie jedoch in seiner sehr kurzen
Diagnose nicht erwähnt. Die enge Verwandtschaft mit der re-
zenten Gattung Conopeum ergibt sich aus dem Fehlen der
Ooecien, Avicularien und Dietellae und dem Vorhandensein
der kleinen Lacunae zwischen den Zooecienrändern, die
kleine Avicularien oder Nanozooecien vortäuschen können.
Die Ähnlichkeit zwischen H. janieresiense und den von
Canu & Basster (1936) aus der jung-oberkretazischen Ri-
pley-Formation in Tennessee beschriebenen Conopeum-Ar-
ten C. ovatum und prismaticum, die wohl nur einer einzigen
Spezies angehören, ist nur äußerlich. Wie die Untersuchung
334
eigenen Materials dieser Arten ergab, ist hier keine achsiale
Partie mit größeren Zooecien vorhanden. Die spitzen ‚‚inter-
opesial Cavities“ sind Nanozooecien mit eigener Wand und
Dietellae, welche auch die Zooecien aufweisen. Außerdem
kommen große interzooeciale Avicularien vor, alles Merkma-
le, die Conopeum nicht besitzt. Es ist daher zweifelhaft, ob
Conopeum überhaupt bereits in der Kreide auftritt. Auch
Conopeum congestum (VoıGt 1924: 197, Taf. 6, Fig. 12, hier
fälschlich C. varians genannt) aus dem subherzynen Santo-
nıum gehört ebenso wenig hierher wie Conopeum damicornis
Canu & Basster (1920: 87, Taf. 3, Fig. 3-8) aus dem Mid-
wayan von Arkansas, die einen sehr verschiedenen Innenbau
besitzt und von mir (1967: 40) zu Dysnoetocella VoıGT 1964
gestellt wurde.
Vorkommen: Der Generotypus Heteroconopeum janie-
resiense (Canu) ist eine charakteristische Art des Turons in
der Touraine und kommt bereits im oberen Cenomanıum
vor. Es handelt sich um eine typische Südart, die offenbar
auch in Tunis und in gleichaltrigen Schichten von Nigeria auf-
tritt, von wo ich sehr ähnliche Stücke von Dr. E. Wozny (Za-
ria, Nigeria) erhalten habe.
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Bemerkungen zu den Tafelerklärungen:
Die Originale zu den Figuren befinden sich, soweit nicht
anders angegeben, in der Coll. VoıGr des Geologisch-Paläon-
tologischen Instituts und Museums der Universität Ham-
burg. Die Nummern beziehen sich zugleich auf den Photoka-
talog der Coll. Voıcr.
Die Genusnamen, unter denen die Art zuerst beschrieben
wurde, sind in eckigen Klammern [ ] hinzugefügt.
Die mit * versehenen Figuren sind REM (Scan)-Aufnah-
men.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
6-11.*
Tafel I
Südarten (Cheilostomata)
„„Flustrina“ spatulata D’ORBIGNY. Bruchstück des bilamellären Zoariums, die kleinen
paarigen Avicularien zwischen den Aperturae und vereinzelte große interzooeciale Avi-
cularıen zeigend.
Santonium, Vendöme (Loir-et-Cher, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9638, X 20.
Coscinopleura lamourouxi (v. HAGENOW) [Eschara], bilamelläres Bruchstück, die kleinen
Cavernen zwischen den Zooecien und die randlichen,*schlecht sichtbaren Vibracularien
zeigend.
Ob. Maastrichtium, Olazagutia (Navarra, Spanien). Coll. VOIGT Nr. 9623, x 20.
Micropora undata (D’ORBIGNY) [Vincularia] Zylindrisches Bruchstück.
Santonium, Vendöme (Loir-et-Cher, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY Nr. 7750,
Mus. d’Histoire Naturelle, Paris. X 20.
Rhynchotella') frondosa (D’ORBIGNY) [Flustrella]. Bilamelläres Bruchstück, mit kleinen
frontalen Avicularien und großen randlichen Avicularien, die den gezackten Rand bilden.
Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY Nr. 7852,
Mus. d’Histoire Naturelle, Paris, X 20.
Onychocella eryx (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück.
Turonium, Martigues (Bouches du Rhone, Frankreich). Holotypus, Coll. D’ORBIGNY
Nr. 7881, Mus. d’Histoire Naturelle, Paris, X 20.
Heteroconopeum janieresiense (CANU) [Membranıpora].
Fig. 6. Längsschnitt des zylindrischen multilamellären Zoariums, das achsiale Bündel
großer Zooecien, umgeben von den äußeren Lagen der kleinen Zooecien,
zeigend Coll. VOIGT Nr. 9705, X 10.
Fig. 7. Distal-Ende des Zoariums, die großen Zooecien der Achse zeigend. Coll.
VOIGT Nr. 9717, x 18.
Fig. 8. Ähnliches Exemplar mit den großen inneren Zooecien. Coll. VOIGT Nr. 9720,
x 20.
Fig. 9. Bruchstück mit den kleinen äußeren Zooecien. Coll. VOIGT Nr. 9727, x 20.
Fig. 10. Querschnitt eines jungen Zoariums, die großen Zooecien des achsialen Bün-
dels umgeben von der ersten äußeren Lage kleiner Zooecien. Coll. VOIGT
Nr. 9704, x 45.
Fig. 11. Querschnitt eines alten Zoariums mit vielen äußeren Zooecienlagen. Coll.
VOIGT Nr. 9635, X 30.
(Fig. 6, 8-11 Ob. Turon, La Chartre sur le Loir; Fig. 7 Ob. Turon, Souge£ (Loir-et-Cher,
Frankreich)).
Taenioporina arachnoidea (GOLDFUSS) [Eschara]. Ausschnitt des bilamellären Zoariums
mit zahlreichen Ooecien.
Ob. Maastrichtium, Maastricht. Holotypus. Coll. Paläont. Institut Universität Bonn,
x 20.
Onychocella danae (D’ORBIGNY) [Eschara] Teilansicht des bilamellären Zoariums mit
einigen Avicularien. Holotypus. Coll. D’ORBIGNY Nr. 7847, Mus. d’Histoire Naturelle
Parıs.
Coniacıum, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich), X 20.
') Das von CAnU (1900) eigens für diese Art errichtete Genus (Subgenus) Rhynchotella wird für diese
eigenartigen bilamellären Formen hier vorerst beibehalten und nicht als Synonym der rezenten Gattung
Rhamphonotus NORMAN 1894 (BASSLER 1953 im Treatise S. G 166) angesehen, die auch keine großen,
den gezackten Rand bildende Avicularien besitzt.
Zitteliana 10, 1983
Tafel 1
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
11:3
Tafel 2
Südarten (Cheilostomata)
Onychocella girondina (D’ORBIGNY) [Eschara].Bilamelläres Bruchstück mit Ooecien und
Avicularien.
Ob. Campanium, Royan (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9631, X 20.
Onychocella cyntia (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück mit Avicularium
oberhalb der Mitte.
Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Holotypus. Coll D’ORBIGNY, Paris,
Nr. 7842, x 20.
Onychocella aegon (D’ORBIGNY) [Eschara]. Bilamelläres Bruchstück mit Avicularien und
Ooecien.
Coniacium, Villedieu (Indre-et-Loire, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 4534, X 20.
Onychocella aegle (D’ORBIGNY) [Eschara].
Fig. 4. Bilamelläres Bruchstück mit kleinen Avicularien, X 15.
Fig. 5. Vergrößerter Ausschnitt mit Avicularium, X 50.
Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9626.
Frurionella polymorpha (D’ORBIGNY) [Flustrella].
Fig. 6-7. Verschiedene Ansichten des bilamellären Zoariums mit kleinen frontalen
Avicularien. are
Fig. 6. Coll. VOIGT Nr. 9630, X 20.
Fig. 7. Coll. VoIGT Nr. 9702, x 36.
Fig. 8. Innenansicht der Zooecien, die massive Frontalwand zeigend. Ob. Campa-
nium, Royan, (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9725, X 50.
Euritina welschi Canu. Bilamelläres Zoarium mit Avicularien und Ooecien.
Ob. Turon, Bois de Gareau (Sarthe, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9629, x 20.
Stichopora clypeata v. HAGENOW. Oberseite des schildförmigen Zoariums.
Ob. Maastrichtium, St. Pietersberg b. Maastricht (Niederlande). Coll. VOIGT Nr. 9703,
x 20.
Biflustra regularis D’ORBIGNY. Bilamelläres Bruchstück.
Campanium, Brossac (Charente, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9722, x 20.
Zitteliana 10, 1983
Voigt, E. Tafel 2
Fig. 115%
Fig. 2- 3.*
Fig. 4.
Fig. 5- 6.*
Fig. %
Fig. 8- 9.*
Fig. 10.*
Fig. 11.
Fig. 12-14.
Fig. 15.
Fig. 16-17.
Tafel 3
Südarten (Cyclostomata)
Meliceritites royana WATERS. Mit spitzem Avicularium unterhalb der Bildmitte.
Coniacium, Villamartin (Burgos, Spanien). Coll. VOIGT Nr. 9622, x 25.
Meliceritites magnifica (D’ORBIGNY) [Multelea]
Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Fig. 2 Coll. VOIGT Nr. 9628, x 12;
Fig. 3, X 25.
Foricula pyrenaica D’ORBIGNY.
Cenomanium, Source salee bei Rennes les Bains, (Audes Frankreich), Holotypus, Coll.
D’ORBIGNY, Mus.d’Histoire Naturelle Paris, Nr. 6566, X 12.
Idmonea dorsata v. HAGENOW.
Ob. Maastrichtium, Olazagutia (Navarra, Spanien). Fig. 5 Frontalansicht, Fig. 6 Dorsal-
ansicht. Coll. VOIGT Nr. 9618 au. b, X 12.
Unicytis falcata D’ORBIGNY.
Coniacium, Joue-les-Tours (Indre-et-Loire, Frankreich). Lateralansicht. Coll. VOIGT,
Nr. 4453, x 12.
Diplodesmopora opposita CANU & BASSLER.
Fig. 8 Frontalansicht X 25; Fig. 9 Lateralansicht, die gut erhaltenen, weit abstehenden
Faszikel zeigend X 20;
Coniacium, Tours (Indre et Loire, Frankreich). Coll. VOIGT, Nr. 9627.
Zonopora spiralis (GOLDFUSS) [Ceriopora].
Ob. Campanium, Royan (Charente maritime, Frankreich). Coll. VOIGT, Nr. 9624, x 12.
Filicea rhomboıdalis D’ORBIGNY.
Santonium. Les Roches (Loir-et-Cher, Frankreich). Holotypus. Coll. D’ORBIGNY, Mus.
d’Histoire Naturelle, Parıs, Nr. 8378, x 12.
Idmidronea ramosa (D’ORBIGNY) [/dmonea] (= Idmonea macılenta v. HAGENOW).
Ob. Maastrichtium, Grube Curfs, Gem. Berg b. Maastricht (Niederlande).
Fig. 12* Lateralansicht, Coll. VOIGT, Nr. 9723, x 20.
Fig. 13 Frontalansicht mit Gonozoid. Coll. VOIGT, Nr. 9724, X 12.
Fig. 14 Basis mit Gonozoid, Coll. VOIGT, Nr. 4165, X 12.
Retecava clathrata (GOLGFUSS) [Retepora].
Ob. Maastrichtium, Maastricht (Niederlande). Holotypus, Coll. Paläont. Inst. Univ.
Bonn, X 12.
Spirentalophora ligeriensis (D’ORBIGNY) [Spiropora].
Coniacium, Tours (Indre-et-Loire, Frankreich).
Fig. 16 Dichotomes Stück; Coll. VOIGT Nr. 5498, x 12.
Fig. 17_ Fragment mit Gonozoid. Coll. VOIGT Nr. 4700, x 12. (Fig. 16-17 nach
VOIGT & FLOR 1970).
Zitteliana 10, 1983
15
Tafel 3
Fig.
Fig.
Ei
8
Fig.
Fig.
:.9=12:
Tafel 4
Nord-Arten (Cheilostomata)
Onychocella pockrandti VOIGT, bilamelläres Zoarium, die spitzen Avicularien und einige
Oecien zeigend.
Unt. Maastrichtium, Grube Saturn b. Kronsmoor (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9706,
x 20.
Onychocella decipiens VOIGT. Fig. 2 bilamelläres Zoarium, X 20; Fig. 3 vergrößerter
Ausschnitt, X 45, die punktförmigen Spinalmarken über der Apertura zeigend.
Santonium, Grube Broistedt b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9634.
Onychocella (?) quadrilatera VOIGT [Vincularia], dichothomes Bruchstück.
Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 4558, X 20.
Onychocella hermione BRYDONE, 2 schmale Bruchstücke mit spitzen Avicularien.
Ob. Maastrichtium, Grube Saturn bei Kronsmoor (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9710,
x 20.
Solenonychocella hennigi VOIGT, Bruchstück des zylindrischen Zoariums mit kleinen
Avicularien und ringförmig die Opesien umgebenden Cavernen.
Ob. Maastrichtium, Hemmingslycke (Schonen, Schweden). Coll. VOIGT Nr. 9633, X 20.
Woodipora disparilis (D’ORBIGNY) [Vincularia], mit großen spitzen Avicularien.
Ob. Campanium, Vigny b. Paris (Seine et Oise, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9711, x 20.
Lunulites beisseli MARSSON. Scheibenförmiges Zoarıium mit schmalen Vibracularien am
Anfang neuer Zooecienreihen.
Unt. Maastrichtium, Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9715, X 15.
Volviflustrellaria volvox (QUENSTEDT) [Cellepora].
Fig. 9* Teilansicht des spiral eingerollt gewachsenen kugeligen Zoariums. Coll.
VoIGT Nr. 9714, x 20.
Fig. 10-11 Zoarien nat. Größe. Fig. 10, Coll. VOIGT Nr. 8816; Fig. 11 Coll. VOIGT
Nr. 8817
Fig. 12 Zoarium aufgebrochen, im Inneren ein Eisen-Erzgeröll als Substrat
zeigend. Santonium, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT
Nr. 8818, x 1.
Stichopora pentasticha v. HAGENOW, schildförmiges Zoarium, Oberseite.
Ob. Maastrichtium, Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 4495, X 20.
Pnictoporopsis pontifera VOIGT. Fig. 14 schlecht erhaltenes Bruchstück, X 14; Fig. 15
Bruchstück mit erhaltener Brücke über der Apertura, X 15.
Unt. Campanium, Grube Breitenburg b. Lägerdorf (Holstein). Coll. VOIGT Nr. 9718 u.
9730.
Columnotheca cribrosa MARSSON. Altes zylindrisches Stämmchen mit von kleinen
Heterozooecien inkrustrierter Stockoberfläche.
Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 9729, X 20.
Beisselinopsis marginata (v. HAGENOW) [Eschara]. Fächerförmiges bilamelläres Zoarium.
Unt. Maastrichtium, Rügen (DDR). Coll. VOIGT Nr. 9712, x 20.
Zitteliana 10, 1983
16
Voigt, E. Tafel 4
Fig. 1
Fig. 2
Fig. 3
Fig. 4
Fig. 5- 7.*
Fig. 8-11.
Fig. 12
Fig. 13
Fig. 14-15.
Fig. 16-18.
Tafel 5
Nord-Arten (Cyclostomata)
Clinopora lineata (BEISSEL) [Entalophora], die charakteristische Längsstreifung zeigend.
Ob. Campanium, Basbek b. Hemmoor (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9707, x 35.
Pachyteichopora verrucosa (ROEMER) [Pustnlopora], die charakteristischen Warzen und
die Granulation der Stockoberfläche zeigend.
Santonium, Broistedt b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 9625, X 15.
Sulcocava sulcata D’ORBIGNY (forma cristata D’ORBIGNY).
Santonıum Vendöme (Loir et Cher, Frankreich). Coll. VOIGT Nr. 9636, x 25.
Canalipora articulata (v. HAGENOW) [Ceriopora], Aperturae durch Diaphragmen ver-
schlossen.
Ob. Maastrichtium, Stevns Klint (Seeland, Dänemark). Coll. VOIGT Nr. 9701, x 20.
Kvarnbyella ornata (REUSS) [Fılisparsa], die feine Längsstreifung zeigend.
Ob. Campanium, Gr. Alsen b. Lägerdorf (Holstein).
Fig. 5-6 Frontalseite; Fig. 7 Dorsalseite Coll. VOIGT Nr. 9728, 9719 und 9709. Fig. 5
x 20, Fig. 6 x 25, Fig. 7 x 30.
„„Fasciculipora “ hustedti VOIGT. 4 pilzförmige Zoarien;
Fig. 8- 9 vonder Unterseite, 10-11 in Seitenansicht,
Fig. 9-11 die Knospung mehrerer Subkolonien zeigend.
Santonium, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen), ca. X 2,5.
Ceriocava incrustata (ROEMER) [Escharites].
Santonıum, Gr. Bülten b. Peine (Niedersachsen). Coll. VOIGT Nr. 4464 II, x 7.
Petalopora arasloevensis BROOD, Mesoporen zwischen den Aperturae zeigend.
Ob. Campanıum, Hemmingslycke (Schonen, Schweden). Coll. VOIGT Nr. 9720, X 20.
Spiropora verticıllata (GOLDF.) [Ceriopora].
Fig. 14 in der Mitte das sich in 2 Arme teilende Gonozooid mit Ooeciostom zeigend.
Santonıum, Hannover. Coll. VOIGT Nr. 3633, X 25.
Fig. 15 Querschnitt des zylindrischen Stämmchens, an der Peripherie das rings um das
Zoarıum ziehende, aufgebrochene Gonozooid zeigend. Ob. Maastrichtium,
Maastricht. X 12, (Nach VOIGT & FLOR 1970).
Spiropora suecica VOIGT & FLOR.
Fig. 16 Gegabeltes dickes Stämmchen, Holotypus. Coll. VOIGT Nr. 5338, X 12.
Fig. 17_ verdicktes Distal-Ende mit aufgebrochenem, um das Stämmchen ziehendem
Gonozooid. Coll. VOIGT Nr. 5340, x 12.
Fig. 18 Mit Heterozooecien zwischen den Wirteln der Aperturae. Coll. VOIGT
Nr. 5186, x 12.
Ob. Campanium, Hemmingslycke (Schonen, Schweden), sämtlich X 12. (Fig. 16-18 nach
VOIGT & FLOR 1970), X 12.
Zitteliana 10, 1983
Te a a EZ München, 1.Jal 198 ISSN 0373 _9027
349
Trends in Early Cretaceous clay mineralogy in NW Europe
CHRISTOPHER PETER SLADEN“)
With 12 text figures and 1 table
ABSTRACT
Distinct trends occur in the clay mineralogy of fine-grained
sediments from the Portlandian to Aptian in NW Europe. In
many instances, these trends reflect variations in the weathe-
ring conditions that existed in the source-areas and can be
used to help reconstruct the source-area environment. The
following general trend in clay mineralogy can be recognised
in most areas of NW Europe. From the Portlandian, through
the Berriasian and into the Valanginian, kaolinite increases in
abundance whilst the mixed-layer minerals decrease and
change in composition. This reflects a transition in the sour-
ce-areas from low relief beneath a hot semi-arid climate, to-
ward relatively high (re-emphasised relief) beneath a warm
humid-temperate climate. The soils and saprolites changed
from alkaline and poorly-leached (‘pedocals’) to acid and
well-leached (‘podsols’). From the Hauterivian, through the
Barremian and into the Aptian, kaolinite gradually declines
whilst the mixed-layer minerals increase and their composi-
tion again changes. This trend reflects gradual submergence of
the land-masses beneath shallow shelf-seas which effectively
lowered source-arearelief, so making leaching less severe, and
also perhaps in part a climatic amelioration.
KURZFASSUNG
In den feinkörnigen Sedimenten des Portland bis Apt in
NW Europa lassen sich Unterschiede in der Zusammenset-
zung der Tonminerale feststellen. Solche Entwicklungsten-
denzen spiegeln öfters die Verwitterungsbedingungen in den
Ursprungsgebieten wider und helfen bei der Rekonstruktion
ihrer Umweltsbedingungen. Folgende Veränderungen und
allgemeine Entwicklungstendenzen in der Tonmineralogie
können in den meisten Gebieten NW Europas aufgezeigt
werden: Vom Portland, während des Berrias bis in das Va-
langin wächst der Gehalt an Kaolinit, während die Wechsel-
schicht-Minerale (“mixedlayer minerals”) abnehmen und
ihre Zusammensetzung ändern. Die zeigt den Übergang von
einem flachen Relief unter heißem semiariden Klima zu einem
relativ ausgeprägten Relief unter warmem, feuchttemperier-
tem Klima an. Die Böden und Verwitterungsdecken wechsel-
ten von alkalisch und schwach ausgelaugt (“pedocals”) zu
sauer und stark ausgelaugt (“podsols”). Vom Hauterive,
durch das Barreme bis in das Apt nimmt der Kaolit allmählich
ab, während die Wechselschicht-Minerale zunehmen und
auch in der Zusammensetzung sich verändern. Diese Ent-
wicklung zeigt stufenweises untertauchen vom Land unter ei-
nem flachen Schelfmeer an, dies hatte eine Verflachung des
Reliefs im Ursprungsgebiet zur Folge; so wird die Auslau-
gung abgeschwächt. Vielleicht steht hiermit auch eine Kli-
ma-Verbesserung im Zusammenhang.
INTRODUCTION
Clay minerals that have recently been transported and de-
posited on continents, on continent margins and in the ocean
basins frequently carry characteristics inherited from their
source-areas. Often, there is a correlation between the sour-
ce-area weathering environment and clay mineral assemblages
*) C. P. SLADEN, BP Petroleum Development (UK) Ltd., Aberdeen
AB2 OPB, Scotland.
(WEIR et al. 1975; FEuILLET & FLEiscHEr 1980; Scott 1975).
The weathering environment (or type of leaching that occurs)
is the interactive result of the climate (particularly tempera-
ture and rainfall), the topography, the types of vegetation and
organisms, the parent rock composition and length of time
involved. This paper examines the origins of clay minerals in
the Early Cretaceous sediments of NW Europe with particu-
lar emphasis on the weathering environment in source areas.
Due to a coincidence of features, the weathering environment
350
can be deduced for sediments supplied to many areas e. g.
Lower Saxony, the Weald and Wessex.
Samples of clays and fine-grained silts from each of the
areas studied (Fig. 1) have been analysed using X-ray diffrac-
tion techniques which allow a precise identification and
semi-quantification of the clay minerals present (SLADEN,
1980). Analysis of hundreds of samples coupled with the use
of trends in relative clay mineral abundances prevents overin-
terpretation of data which are known to be only semi-quanti-
tative. Careful, reliable analyses are required because varia-
tions in the assemblages, which are dominated by kaolinite, il-
lite and mixed-layer minerals, are often quite subtle. The
techniques used were designed to recognise these variations.
TRANSPORT, DEPOSITION, DIAGENESIS AND RECENT WEATHERING
FIG.1. SIMPLIFIED PALAEOGEOGRAPHY OF NW EUROPE
KEY TO NUMBERS
Moray Firth
Central North Sea
Yorkshire
East Midlands
Lower Saxony
Bornholm
Wessex
Weald
Boulonnais
Mons
Pays de Bray
EN
= OO NO U BRUWN —+
_
m
Haute Marne
IN THE
EARLY CRETACEOUS AND AREAS WHERE THE SEDIMENTS HAVE
BEEN STUDIED
PARAMETERS INDICATING
DIAGENETIC GRADE
ıllite
sharpness
ratio
%o 2M
ıllite
polymorph
maxımum
buria
temperature
DIAGENETIC
erystallinity
index
31 |11 11/40
YORKSHIRE
25 11:38 45
BORNHOLM BOULONNAIS
TABLE 1. DIAGENETIC GRADE OF EARLY CRETACEOUS FINE-GRAINED
SEDIMENTS FOR VARIOUS AREAS OF OUTCROP IN NW EUROPE
Unveiling the origins of clay minerals in clay sediments
must proceed in a methodical order because they are extre-
mely sensitive to environmental changes. The first feature to
consider is the effect of recent weathering. Borehole samples
and fresh outcrop samples from similar horizons usually
show similar assemblages even of very sensitive mixed-layer
minerals and this indicates that there is little alteration occur-
ring near the surface (full discussion in SLADEN, 1980).
The next effect to consider is diagenesis. Various parame-
ters of the illites and mixed-layer illite-smectites, together
with organic maturation levels, indicate an immature diagene-
tic grade and thus little alteration due to burial (Table 1). Cal-
culating a maximum burial depth also indicates that condi-
tions were not sufficient to alter the clay minerals (even with a
high geothermal gradient). (Some alteration has occurred in
the more deeply buried areas, particularly some parts of the
North Sea, but these samples are not considered here). Early
diagenesis has also left the clay minerals generally unaltered.
Siderite ironstones formed prior to significant burial and hy-
dromorphic gleys developed sphaeorsiderite and iron oxide
ww
un
mottles but these horizons show little change in the clay mine-
rals (SLADEN, 1980 & in press.). Rare volcanogenic horizons
were transformed into smectite-rich bentonites (O’B Knox &
FLETCHER, 1978).
The various clay mineral assemblages that are found all oc-
cur in fresh water, brackish and marine sediments and this in-
dicates that halmrolysis did not markedly affect them during
transport and deposition. Also, size-grading of the clay mine-
rals during transport was very limited. This was because there
were only small differences in the particle sizes of the kaolini-
te, illite and mixed-layer minerals and also, the distance of
transport was often very short (less than 500 km in many in-
stances).
The discussion above indicates that, in many samples, the
clay minerals survived transportation, deposition and diage-
nesis without significant modification to their structures or
relative abundances. In these samples, the clay mineralogy
must closely reflect the products of the weathering environ-
ment in their source areas.
NSSEMBEAGES-AND TRENDS’EREATED
BY SOURCE-AREA WEATHERING
In this, and the following sections, only the clay minera-
logy of samples unaffected by transport, deposition and dia-
genesis is considered. This mineralogy is taken to be the pro-
duct of source-area weathering environments.
GENERAL FEATURES
Upward, from the late Portlandian through to the early
Aptian, a distinct trend in clay mineral abundances occurs.
From the late Portlandian into the Berriasian, kaolinite in-
creases and mixed-layer minerals decrease. Kaolinite reaches a
maximum during the late Berriasian and Valanginian and then
from the Hauterivian onwards, kaolinite gradually declines
and mixed-layer minerals increase. The decline in kaolinite
content continues at least into the early Aptian. In areas where
the sequence is fairly complete, the above trend is well-deve-
loped (Figs. 2-5). In other areas, where the sequences are in-
complete parts of the trend can still be recognised
(Figs. 6-11).
At the same time that the abundance of clay minerals was
changing, so too was the nature of many clay minerals, parti-
cularly the mixed-layers. Also, the various clay minerals ma-
king up an assemblage often varied slightly from area to area
across NW Europe and so this creates an ‘identify’ to many
areas. These are described in more detail below.
SOUTH OF THE ANGLO-BRABANT MASSIF
The increase in kaolinite and decrease in mixed-layers du-
ring the late Portlandian and Berriasian is very marked. The
more complete sequences in the Wessex-Weald Basin show a
rapid increase in kaolinite around the Jurassic-Cretaceous
boundary (Fig. 2). As kaolinite increases through the Berria-
sian, the mixed-layers decrease and change in character. In se-
diments where kaolinite is scarce, the mixed-layer mineral is
typically a 10-14Ä illite-smectite with fairly random inter-
stratification. Where kaolınite is common or abundant, the
main mixed-layer mineral is Al-hydroxy vermiculite with
some illite interlayering. These associations are also observed
in the ensuing Cretaceous. Thus, as kaolinite decreases
through the Hauterivian, Barremian and early Aptian, illite-
smectites become more common and Al-hydroxy vermiculi-
tes gradually disappear. The general trend in clay minerals oc-
casionally shows slight variations. Notably in the Weald,
there are temporary reductions in kaolinite (and the reappea-
rance of illite-smectites) at those times in the Valanginian do-
minated by argillaceous sediments.
Apart from illite-smectite and Al-hydroxy vermiculite, ot-
her mixed-layer minerals are generally scarce. Occasionally,
there is vermiculite-smectite and chlorite-vermiculite. In the
Mons Basin, there are significant amounts of Al-rich smectite
(beidellite) and also chlorite-smectite, whilst in Wessex, there
are rare trace occurrences of rectorite. In the Pays de Bray,
there is often traces of pyrophyllite and this also sometimes
occurs in the Haute-Marne. Chlorite, also in trace amounts,
occurs sporadically in the Berriasian of the Weald.
NORTH OF THE ANGLO-BRABANT MASSIF
Unlike sediments south of the massif, there is no sharp in-
crease in kaolinite and decrease in mixed-layer minerals where
the Jurassic-Cretaceous boundary is conformable (e. g. Lo-
wer Saxony and Bornholm, Figs. 5 & 9). However, where
there is considerable Portlandian and Berriasian missing,
there are markedly higher amounts of kaolinite and less mi-
352
xed-layers in the Cretaceous than in the Jurassic (e. g. the ceeded by illite-smectites. Other mixed-layer minerals are ge-
Yorkshire Basın and Moray Firth Basın, Figs. 4 & 6). nerally absent apart from an isolated, but noteworthy, occur-
The mixed-layer minerals are dominated by fairly ran- rence of poorly interstratified kaolinite-smectite in the Bar-
domly interstratified 10-14Ä illite-smectites everywhere ex- remian Gravenhorst Sst. in Lower Saxony. Chlorite is also
cept Lower Saxony. In Lower Saxony, Al-hydroxy vermicu- only found in Lower Saxony where it occurs in trace quanti-
lites, often with illite interlayering, are common from the Ber- ties.
rıasıan to late Barremian. They were both preceeded and suc-
FIG.2. WESSEX-WEALD FIG.3. EAST MIDLANDS
= kaolinite DSSN mixed-layers
sa] illite Sa chlorite
FIG.4. YORKSHIRE FIG.5. LOWER SAXONY
no data at present
FIGS.2-5. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY
MINERALS FOR AREAS OF NW EUROPE
FIG.6. MORAY FIRTH FIG.7. PAYS DE BRAY
BERR.
N
I kaolinite zer] illite NÖSSN mixed-layers N chlorite
FIG.8. BOULONNAIS FIG.9. BORNHOLM
FIGS.6-9. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY
MINERALS FOR AREAS OF NW EUROPE
FIG.10. MONS FIG.11. CENTRAL NORTH SEA
5 kaolinite gs] illite NSSS mixed -layers RE chlorite
FIGS. 10& 11. TRENDS IN RELATIVE ABUNDANCES OF CLAY
MINERALS FOR TWO AREAS OF NW EUROPE
354
EARLY CRETACEOUS SOURCE-AREA WEATHERING ENVIRONMENTS
DEDUCED. FROM CLAY MINERAL ASSEMBLAGES AND TRENDS
INFLUENCE OF PARENT ROCK COMPOSITION
Reconstruction of the palaeogeology in the Early Cretace-
ous indicates that the source massifs surrounding the sedi-
mentary basıins had cores of Palaeozoic sediments flanked by
Mesozoic sediments (ALLen 1967, 1975, 1981). Igneous and
metamorphic rocks were mostly confined to the cores of the
massıfs. The mineralogy of these rocks has been described by
SLADEN (1980 & in press) and ALıen (1967). They show that
the cores were dominated by illite (mostly the 2M poly-
morph) and chlorite, whilst the flanks comprised mixtures of
illite, kaolinite, mixed-layer minerals and chlorite. All clastic
sediments were rich in quartz and fairly low in feldspar; car-
bonate rocks were scarce.
Sedimentological and stratigraphic studies indicate that, in
general terms, the massifs were rapidly uplifted during the
Berriasian and then gradualiy submerged, particularly in the
Hauterivian, Barremian and Aptian (Arten, 1967, 1975,
1981; Kemper 1973 a, b& c; Kave, 1964). The submergence of
the massifs resulted in overstepping of the earlier Mesozoics,
with the Cretaceous slowly coming to lie upon older Palaeo-
zoic rocks. Gradually then, the extent of kaolinite-bearing
source rocks would have diminished. This change in source
rock mineralogy cannot however produce the trends (and as-
semblages) of clay minerals because:
1. the content of 2M illite throughout the late Portlandian to
early Aptian sediments is always very low or often zero,
whereas the source rocks, in particular the Lower Palaeo-
zoic, had consıiderable 2M illite.
N
chlorite is usually absent or, if present, it only occurs in
trace amounts, whereas chlorite is fairly common in nearly
all the possible source rocks.
3. kaolinite-rich sediments occur in areas where kaolınite-
rich sources would have been either very minor or
non-existent e. g. the Mons Basın which was surrounded
by mostly Lower Palaeozoics rich ın illite and chlorite.
4. the late Portlandian and very early Berriasian contain
much less kaolınite than the earlier Mesozoics which, at
the time, were the main source rocks according to Howırr
(1964) and Auıen (1967, 1975).
The lack of correlation between the clay mineralogy of
source massifs and that of the sediments indicates that exten-
sive changes in clay mineralogy occurred in the soils and sa-
prolites that covered the massifs. The nature of this mineralo-
gical change between source rocks and their soils and saproli-
tes can be used to provide considerable insight into the we-
athering environment, as shown below.
WEATHERING ENVIRONMENTS IN LATE PORT-
LANDIAN AND EARLY BERRIASIAN SOURCE
AREAS
Most of the late Portlandian and early Berriasian contains
less kaolinite and chlorite and more illite-smectite and illite
than the main source rocks which were mostly earlier Meso-
zoies. This difference could be the result of (a) disintegration
of muscovite flakes into smaller-sized particles of illite and,
(b) neoformation of illite-smectites and illites. Although the
breakdown of muscovite must have been occurring, the pro-
cess could not have been of great importance because it was il-
lite-smectites, not illites, that were major products. The evi-
dence therefore suggests considerable neoformation of illite-
smectites and possibly illites, in soils and saprolites in the
source-areas.
Today, the neoformation of illite-smectites and illites ıs
commonly recorded in warm, arıd and semi-arid areas e. g. S
Europe and N& NE Africa (Dixon & Weep, 1977). In these
regions, the rainfall is under 1000 mm, soil moisture moves
mainly upwards and cations are retained and accumulate crea-
tung alkaline profiles (‘pedocals’). Carbonates become con-
centrated close to, and often at the surface, whilst organic
matter is oxidised and as a result, organic acid production is
low. Similar conditions can be envisaged in the late Port-
landıan and early Berriasian source-areas and they agree well
with other environmental evidence which indicates very low
relief around the basıns and a warm semi-arid ‘subtropical’
environment with very high evaporation, at times sufficient
for evaporites to form (Howırr 1964; Schott 1950; WEST
1975). The gradual increase in kaolınite through the late Port-
landian and early Berriasian can be interpreted as a reflection
of decreasing arıdity and increased leaching in source-areas
which were gradually being uplifted. These changing condi-
tions slowly introduced a weathering environment in which
kaolinite was more likely to be both produced, and preserved.
WEATHERING ENVIRONMENTS IN SOURCE
AREAS BETWEEN THE LATE BERRIASIAN AND
EARLY APTIAN
Over large areas of NW Europe, weathering in this period
occurred on rocks dominated by illite and containing lesser
amounts of kaolınite, chlorite and mixed-layer minerals. The
products of the weathering environment were soilsand sapro-
lites containing higher amounts of kaolinite, less illite and
usually no chlorite. Mixed-layer minerals were usually cha-
racterised by the development of either Al-hydroxy vermicu-
lites or fairly randomly interstratified illite-smectites.
The mineralogical changes which took place require acidic
and leaching environments. The quantity and type of mixed-
layer minerals produced indicates that they were the weathe-
red products of illite, chlorite and other mixed-layer minerals.
The weathering of chlorite must have contributed some mi-
xed-layer minerals but most of the Al-hydroxy vermiculite is
acıd insoluble and therefore formed from illite and ‘illitic’ mi-
xed-layer minerals as opposed to chlorite (Rıstorı etal. 1974).
Al-hydroxy vermiculite and illite-smectite develop from illite
in soils by leaching of interlayer potassium. The abundance of
random interstratifications and similarity in particle size of
the mixed-layer minerals and illite indicates that leaching of
potassium occurred along certain layers of the illite lattice
(layer weathering’).
On many areas of the massifs, the conditions favoured the
formation of Al-hydroxy vermiculite e. g. the Anglo-Brabant
and Rheinische Massifs which sourced much ofthe Weald and
Lower Saxony. Field studies and laboratory experiments have
shown that fairly intensive acid leaching conditions are requi-
red to form this mineral with apH around 5 and frequent wet-
ting and drying (RıcH 1958, 1968; Doucıas 1965; FEIGENBAUM
& SHAINBERG 1975; VICENTE et al. 1977). The present-day soils
where these conditions prevail are podzols and Al-hydroxy
vermiculite is frequently found in them (Kraces & WHITE
1957; Jackson 1959; MırLor 1970; Dixon & WED 1977). Si-
milar podzolic profiles can be envisaged covering large areas
of the massifs particularly during the late Berriasian and Va-
langinian when Al-hydroxy vermiculite was most common.
The less common mixed-layer minerals that developed also
indicate acidic and leaching conditions. Vermiculite-smectite
can be found in present-day podzols (Gjems 1963). Beidellites
and complex chlorite-smectites are found today in poorly-
drained acid soils on rocks containing illite and chlorite (Dı-
xoNn & Ween 1977). In the Early Cretaceous, these would
have formed on areas of poorly-drained Lower Palaeozoic
e. g. around the Mons Basin. Kaolinite-smectite which is pre-
sentin Lower Saxony is also found forming today in acid pro-
files (pH 6.5-5.0) under a warm humid climate (AL TSCHULER
et al. 1963) and this suggests that these conditions existed on
part of the Rheinische Massif. The few recent reports of pyro-
phyllite forming in soils are from podzolic profiles on rocks
rich in primary aluminium silicates in areas that are humid
with hot summers (Dixon & WEED 1977). These conditions
may be envisaged for parts of the Armorican Massif and the
late Portlandian / early Berriasian
late Berriasian / Yalanginian
Hauterivian / Barremian / early Aptian
FIG. 12. SUMMARY OF CHANGES
DURING THE EARLY CRETACEOUS
102)
un
un
Vosges. The pyrophyllite that developed then found its way
into the sediments of the nearby Pays de Bray and Haute-
Marne.
The development of acıd and leached ‘podzolic’ profiles
over large areas of the source massifs seems certain and the
climatic implications that this has can be compared to other Ii-
nes of evidence on the climate. Palinspastic reconstructions
indicate a position about 30-35°N whilst palaeobotanical,
geochemical and sedimentological studies indicate a warm
humid-temperate climate (equivalent to humid subtropical of
some authors). Sound evidence exists to show that conditions
were warm, frequently with high humidities, and seasonably
wet, although the seasons could have lasted for very different
periods than todays (e. g. Arıen etal. 1973; Arıen 1975; Ar-
vın etal. 1981; Barren 1975; Sakxs 1975, VACHRAMEEV 1978).
Podzols can be found forming today in warm humid-tempe-
rate climates that exist in mid-latitudes near the edges of con-
tinental land masses that are close to large oceans (e. g. BrıD-
Es 1970). The conditions in these areas can be summarised as
follows: hot humid summers and short mild winters, rainfall
1250-1500 mm per annum and fairly evenly distributed,
average temperature of coldest month around 5°C and war-
mest month around 25°C. The existence of similar conditions
to these satisfies both the clay mineral features observed here
and the climatic evidence of earlier studies (op. cit.). Clearly,
NW Europe lay close to large ‘oceanic’ water masses with Te-
thystto the south, the opening Atlantic to the westand the Bo-
real ocean to thenorth. The high rainfall would have offset the
effects of evapotranspiration in the warm temperatures and
maintained a leaching environment in the soils and saprolites.
Low hills around basins are peneplained remnants of
massifs. Climate : warm semi-arid subtropical. High
evaporation and low rainfall cause soil moisture to
move upward creating alkaline "pedocals’ rich in illite
and illite-smectite. Gradual re-emphasis of massifs and
a change to more temperate climate leads to greater
leaching and the production and preservation of more
kaolinite.
High hills around basins result from rejuvenation of
massifs. Climate: warm humid-temperate. Evaporation
fairly high but rainfall also high. Extensive leaching
creates acıd soils rich in kaolinite ("podzols').
Hills around basins gradually eroded and submerged
beneath shallow shelf-seas. Climate: warm humid-
temperate possibly ameliorating as seas spread. Acid
leaching "podzol" conditions prevail in soils but the
intensity of leaching gradually declines due to the
lowering of the massifs. This results in a gradual
reduction of kaolinite and increase in illite and
mixed-layer minerals.
IN CONDITIONS ON SOURCE-AREAS
IN NW EUROPE
356
(At the same time, the high evapotranspiration would have
created the high humidities that have been recognised). The
abundance of coniferous foliage that grew, together with sili-
ceous parent rocks, would have helped to establish acidic
conditions ın the leached profiles. Gibbsite and other alumi-
nıum hydroxides which form in intensively leached soils have
not been found. Their formation seems unlikely because they
favour parent rocks low in silica and tropical climates.
Studies of recent podzolic profiles have shown that Al-hy-
droxy vermiculite is characteristic of more intensively leached
profiles than illite-smectites and smectites and also that kaoli-
nite is more likely to form from mixed-layer minerals as the
intensity of leaching increases (Brown & Jackson 1958; GjEMS
1963; Ross & MorTLAND 1966). Consequently, high contents
of kaolinite, together with Al-hydroxy vermiculite, indicate
more intensely leached podzols than those with illite-smectite
and lower contents of kaolinite. This feature is clearly relevant
to Early Cretaceous source massifs because, from the Haute-
rivian to early Aptian kaolinite content declined and Al-hy-
droxy vermiculites gradually disappeared whilst illite-smecti-
tes occurred more frequently. These changes must therefore
reflect gradually less intensive leaching on the massıfs. Now,
at the same time, the massifs were gradually being submerged
and this suggests that their topography and elevation was si-
gnificant in determining the extent of leaching. It follows that
during the late Berriasian and Valanginian, when massifs were
relatively high, leaching was faırly effective and so kaolinite
and Al-hydroxy vermiculite formed fairly easily. From the
Hauterivian to early Aptian, the massifs were being transgres-
sed and lowered. Leaching became less effective and so illite-
smectites tended to develop together with smaller amounts of
kaolinite (Fig. 12). However, there may also have been some
climatic amelioration during this period caused by the spread
of the oceans and the general lowering of the massifs.
The correlation between kaolinite content and type of mi-
xed-layer mineral with leaching intensity on the massifs can
also explain some of the local changes in clay minerals. For
example, in the Weald during the Valanginian, the occurrence
of illite-smectite and low kaolınite is seen to correlate with the
argillaceous sequences which Arten (1975) has showed were
deposited when the massifs were relatively low. Conversely,
Al-hydroxy vermiculite and high kaolinite correlates with the
more arenaceous sequences which developed when the mas-
sifs were relatively high and therefore more easily leached.
CONCLUSIONS
The clay minerals in many Early Cretaceous fine-grained
sediments in NW Europe have often remained unaltered since
transportation from their source massifs. They closely reflect
the composition of soils and saprolites in the source-areas and
can be used to reveal features of the source-area weathering
environment.
The trends and assemblages of clay minerals reinforce other
geological data on the nature of the source-areas. They indi-
cate that from the late Portlandian through the Berriasian and
into the Valanginian the block-and-basin topography that
existed was gradually re-emphasised and NW Europe ‘drif-
ted’ from a warm semi-arid subtropical climatic zone into a
warm humid-temperate zone. Then, from the Hauterivian to
the early Aptian, the relief was gradually lowered and large
parts of the massifs were submerged beneath shallow seas.
The climate essentially remained warm humid-temperate but
may have suffered some amelioration due to the development
of large areas of open sea.
ACKNOWLEDGEMENT
I am indebted to many people too numerous to mention, in parti-
cular past and present members of the Geology Department, Univer-
sity of Reading and the Institute of Geological Sciences, London. Dr.
A. R. HURST (Statoil, Stavanger) kindly provided data on the Moray
Firth area from his thesis “The diagenesis of Jurassic rocks of the Mo-
ray Firth, NE Scotland.””.
Most of my work was carried out whilst in receipt of aNERC stu-
dentship. BP Aberdeen have kindly funded much ofthe costs towards
presentation of this paper.
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ISSN 0373 — 9627
Über Kalt- und Warmzeiten der Unterkreide
EDWIN KEMPER*)
Mit 2 Tafeln
KURZFASSUNG
Für die Beurteilung der Klima-Entwicklung der frühen
Kreide sind Beobachtungen an Schichten der Unterkreide in
der heutigen Arktis von größter Bedeutung. Auch damals
hatten die arktischen Becken nämlich eine ähnlich hocharkti-
sche Position wie heute. Wie eigentümliche Kristallaggregate
in schwärzlichen Tonsteinen, die Glendonite, beweisen
(KEMPER & Schmitz 1981), gab es Kaltzeiten im Valangın und
im späten Apt/frühen Alb. Die Wassertemperaturen des Mee-
res sanken im damaligen Polargebiet unter 0° C.
Zwischen den Kaltzeiten lag eine ausgeprägte Warmzeit, in
der bei 80° nördlicher Breite eine üppige Vegetation mit Bäu-
men wie Gingko, Elatides (eine Araukarie) und Pityophyl-
lum gedieh, aus der sogar Kohlenflöze hervorgingen. Die
limnisch-terrestrischen Sedimente dieser Warmzeit waren
Sande und Konglomerate, die in allen arktischen Becken auf-
treten. Diese ungewöhnlich weite Verbreitung einer Regres-
sionsfazies kann sinnvoll nur durch die Annahme einer iso-
statischen Hebung der arktischen Kontinentteile nach Ab-
schmelzen einer dicken, valanginischen Eiskappe erklärt
werden. Dem entspricht der offenbar eustatisch bedingte
Meeresspiegelanstieg, der zur Spätvalangin/Frühhauterive-
Transgression in Europa führte. Ähnlich waren die Verhält-
nisse bei der Apt/Alb-Kaltzeit, doch ist es schwierig, das Re-
gressions- und Transgressionsgeschehen eindeutig zu inter-
pretieren, da sich tektonisch-epeirogenetische Vorgänge
überlagerten.
Die Kaltzeiten machten sich auch in der Tethys bemerkbar.
Das Riffwachstum des Berrias wurde gestoppt. Im späten Apt
und frühen Alb drang die Fazies der dunklen Tonsteine des
kälteren Wassers (,‚black shales‘‘) weit nach Süden vor (Kau-
kasus, Iran). Sie trennte hier den barremisch-frühaptischen
vom transgressiv lagernden mittel- bis spätalbischen Orbito-
linenkalk. Die Klimaschwankungen kommen überall in Fau-
nenwechseln zum Ausdruck, so daß sie auch stratigraphische
Bedeutung haben. Sie führten ferner zu Migrationen, z. B.
von arktischen Gattungen (Buchia, Simbirskites) in südliche
Becken. Die Temperatur war der entscheidende Primärfak-
tor, von dem die meisten anderen Milieufaktoren abhingen.
INBSIR AI@IT
Observations on the early Cretaceous sediments of the
Arctic are important for analysis of climatic development. In
the early Cretaceous the Arctic basins had a similar position at
high latitudes as they have today. Unusual crystal aggregates
in dark marine shales, the so-called glendonites (see Kem-
PER & SCHMITZ 1981) found in the Valanginian and in the late
Aptian (Clansayesian) / early Albian indicate cool condi-
tions. During these times the water temperature in the polar
regions dropped in winter to below 0° C.
A distinet warm period existed between these two cold pe-
riods. A rich and diverse flora including Ginkgo, Elatides (an
arakauriid tree) and Pityophyllum grew in latitudes of 80° N.
Even coal seams developed. The sediments of this warm pe-
*) E. KEMPER, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe,
Stilleweg 2, D-3000 Hannover 51
riod were limnic and terrestrial sands and conglomerates.
These were deposited in all Arctic basins. This unusally wide
distribution of a regressional facies can best be explained by
postulating isostatic uplift of the Arctic as a consequence of
melting of a thick Arctic ice sheet.
This apparently corresponds to the eustatic rise of sea level
which caused the late Valanginian — early Hauterivian trans-
gression in Europe. Because of tectonic and epeirogenetic
movements, the sea level changes of the late Aptian - early
Albian cool period are difficult to interpret.
Evidence for these cool periods can also be found in the Te-
thys sediments. Reefal growth ceased. In the late Aptian and
early Albian the black shale facıes (cool water) extended far
into the southern regions (Caucasus, Iran). In Iran the dark
shales separate an older Orbitolina limestone (Barremian —
Aptian) from a younger one (Middle Albian - Cenomanian).
360
In marginal areas and on platforms these two Orbitolina lı-
mestones are only separated by a non-sequence which may
easily be overlooked.
Climatic changes are clearly mirrored by faunal changes,
and are thus of considerable stratigraphic significance. In ad-
dition climatic changes can cause migrations, as evidenced by
the occurrence of some Arctic genera (Buchia, Simbirskites)
in basins situated well to the south. Temperature was the pri-
mary factor upon which most other ecological factors depen-
ded.
1. KENNTNISSE UND PROBLEME
Die Kenntnisse über die Klimaentwicklung der Kreidezeit
sind außerordentlich dürftig. Konsultiert man z. B. moderne
Spezialliteratur, wie Frak&s’ „‚Climates throughout Geologic
Time‘, ein Buch des Jahres 1979, so findet man kaum Kon-
kretes und Zutreffendes für die Kreide. Auch Spezialarbeiten
sind selten, in denen Klimafragen der Kreide berührt werden.
Am ehesten sind es noch Publikationen im Rahmen des
DSDP-Programms, die sogenannten ‚‚Initial Reports“, in
denen radiometrische Temperaturwerte unter anderem auch
gelegentlich für die Kreide mitgeteilt werden.
Aber bei den radiometrischen Daten liegt offenbar der
Grund dafür, daß niemand mehr den Mut findet, sich mit der
Klimaentwicklung der Kreide zu beschäftigen, denn diese
Werte varıieren zu sehr und sind zumindest zum großen Teil
falsch und damit irreführend. Ein Grund ist sicherlich, daß es
immer nur wenige Einzelwerte sind, die keine statistische EI-
liminierung der Fehler erlauben. Andere Gründe liegen vor
allem in der unzureichenden Probenauswahl und -vorberei-
tung. Auch die Vielzahl der Ursachen, die bei dem Isotopen-
verhältnis mitwirkt, erschwert die Analyse. Trotz dieser Un-
sicherheiten ist für das Tertiär in den letzten Jahren durch die
Radiometrie ein einigermaßen realistisches Bild des Klıma-
ablaufs entstanden. In der Kreide und auch allgemein im Me-
sozoikum sind wir weit davon entfernt, wo auch immer die
tiefere Ursache liegen mag.
Trotz oder gerade wegen des Fehlens von verläßlichen Da-
ten waren der Spekulation und kühnsten Modellrechnungen
Tür und Tor geöffnet (vgl. z. B. Donn & SHaw 1977). So kam
es wohl auch zu der total irreführenden Legende vom ausge-
glichenen Klima der Kreide-Zeit, die bis heute durch die Lite-
ratur geistert. Ein ausgeglichenes Klima mag für einige Ab-
schnitte der Oberkreide zutreffen, für die Kreide insgesamt
kann keine Rede davon sein. Schon der Farbkontrast zwi-
schen dunkler Unterkreide und heller Oberkreide weist auf
Temperaturgegensätze hin, auch wenn natürlich nicht verein-
fachend gesagt werden kann, daß dunkle Sedimente immer
Kaltwasser-Ablagerungen sein müssen.
Hier sind wir bei dem ersten Kardinalfehler angelangt, der
zu Konfusion in der Klimafrage geführt hat: die ständige Ver-
allgemeinerung. Sowie Einzeldaten vorlagen, wurden diese
sofort auf ganze Stufen oder gar das ganze Untersystem oder
System übertragen, ohne an die Möglichkeit zu denken, daß
Klimaschwankungen in der Größenordnung von Zonen oder
Unterstufen liegen könnten, wie das tatsächlich der Fall ist
und wie das auch zu erwarten war. Es gibt kein einheitliches
Apt- oder Kreideklima!
Der zweite Kardinalfehler ist die schon erwähnte unzurei-
chende Materialauswahl. Lange Zeit konzentrierten sich die
radiometrischen Untersuchungen auf die Belemniten, die be-
vorzugtim warmen Flachwasser lebten. Es ergaben sich somit
Temperaturwerte des wärmeren Wassers und auch der wär-
meren Klimaphasen. Die zum Beispiel im Apt auf diese Be-
lemniten-Mergel folgenden dunklen Tonsteine (des kalten
Wassers, wie wir sehen werden) wurden überhaupt nicht un-
tersucht, da Belemniten in ihnen fehlen. Trotzdem wurden
aber die an den Belemniten ermittelten Temperaturwerte auf
das gesamte Apt ausgedehnt. Daß ein solches Vorgehen unzu-
lässig ist und in die Irre führt, ist offensichtlich. Denn wer
wagt schon für das späte Apt etwa nach faunistischen Befun-
den eine Kaltzeit zu postulieren, wenn doch das Apt nach
exakten radiometrischen Bestimmungen (die Messungen sind
auch exakt, nur Material und Ansatz waren unzureichend)
eine warme Epoche gewesen sein soll?
Ein weiteres Beispiel, wie an sich richtige Befunde durch
Verallgemeinerung zu Fehlschlüssen führen können, liefert
die Paläobotaniık. Nach VAKHRAMEYEV (1978) sollen Sibirien
und große Teile des nördlichen Nordamerikas in der frühen
Kreide einem temperiert-warmen Klimagürtel angehört ha-
ben. Temperiert war das Klima tatsächlich im Abschnitt Hau-
terive bis Apt. Die Kaltzeiten des Valangin und späten
Apt/frühen Alb wurden bei dieser Verallgemeinerung nicht
berücksichtigt, obwohl darauf hingewiesen wird, daß das
Klima ım Valangin feucht und die Temperaturen im Alb am
niedrigsten gewesen seien.
Wie eigene Erfahrungen gezeigt haben, ist es schwierig
oder gar unmöglich, in den gemäßigten Zonen sichere Kennt-
nisse über den Klimaablauf zu gewinnen. Entscheidend sind
die Extremgebiete der Erde und insbesondere die hohen Brei-
ten, denen zunächst die Aufmerksamkeit gewidmet werden
muß.
361
2. GLENDONITE ALS KALTWASSER-INDIKATOREN
Glendonite sind Kristallaggregate oder Einzelkristalle von
überwiegend Calcit. Es sind Pseudomorphosen, die an ma-
rine Ton-Silt-Gesteine gebunden sind. Die ältesten bekannt
gewordenen sind die aus dem Perm Südaustraliens. In einigen
Stufen von Jura, Kreide und Känozoikum sind sie regional ın
großer Häufigkeit beobachtet worden, aber stets nur in hohen
geographischen Breiten.
Die Abmessung der bräunlichen bis grauen Kristalle reicht
von 0,5-80 cm. Die Masse ist kleiner als Faustgröße und die
Formenmannigfaltigkeit erheblich. Diese reicht von länglı-
chen, bipyramidalen Einzelkristallen über einfache Zwillin-
ge, kleine radialstrahlige Bildungen und gröbere Sternver-
wachsungen aus Kristallen mittlerer Größe bis zu giganti-
schen, säbelartigen Kristallen. Bei den Stachelkugeln und
Sternverwachsungen ist der Basalteil deutlich abgeflacht. Die
Glandonite sind nicht lagig, sondern unregelmäßig im Sedi-
ment angeordnet. Ihre Zahl schwankt von wenigen bis zu
hunderten pro Kubikmeter Gestein.
Die Glendonite blieben bis vor kurzem unbekannt, da sie
nur in entlegenen Gebieten der Erde auftreten und ihre Be-
schreibung in Zeitschriften geringer Verbreitung oder Zu-
gänglichkeit erfolgte. Sie wurden in jüngster Zeit aber in meh-
reren Arbeiten bekannt gemacht (Kemper & Schmitz 1975,
1981; Karran 1978). Für Einzelheiten kann auf diese Arbei-
ten verwiesen werden.
Schwierig und unsicher war die Bestimmung des Primär-
minerals, da die Oberflächen der Kristalle nicht ebenflächig
sind. Die Deutungen haben entsprechend geschwankt und
erwiesen sich letzten Endes als falsch. Wie Suzss et al. (1982)
an rezentem bis subrezentem Material aus dem Antarktischen
Ozean zeigen konnten, ist das Primärmineral CaCO; Hexa-
hydrat, ‚‚an authigenic, sub-zero temperature precipitate
from interstitial solutions of organic-rich sediments undergo-
ing microbial decomposition. A change of the polar condi-
tions of formation would cause rapıd dehydration and con-
version of monoclinic ikaite to orthorhombic calcite. This
process would yield the long known peculiar calcitic crypto-
erystalline pseudomorphs (glendonites)‘“. Anhand der ö "C
Charakteristika des organischen Ausgangsmaterials konnte
eine Bildungstemperatur von weniger als 0° C bewiesen wer-
den.
So wurde das bestätigt, was KEMPEr & Schmitz (1981) auf-
grund zahlreicher anderer Indizien postuliert hatten: Glen-
donite sind Indikatoren des polarmarinen Ablagerungsmi-
lieus. Wie dort gezeigt wurde, entstehen sie jedoch im unter-
kühlten Meerwasser nur unter bestimmten Voraussetzungen.
Trotzdem ist das Beobachtungsnetz inzwischen so eng, daß
die nachgewiesenen Vorkommen sichere Hinweise zur Kli-
ma-Entwicklung der Erde zulassen.
3. SCHLÜSSEL-ERKENNTNISSE AN DER ARKTIS
UNDEDIESERAGE DERZISOSTASITE
Eigene Beobachtungen gehen auf Geländearbeiten im
Rahmen eines gemeinsamen Projektes des Geological Survey
of Canada und der Bundesanstalt für Geowissenschaften und
Rohstoffe der Jahre 1974 und 1976 im Sverdrup-Becken (Po-
lares Insel-Archipel, Nordwest-Territories, Kanada) zurück.
Hier gibt es Glendonite (‚‚stellate nodules“, ‚‚euhedral aggre-
gates“, „„hedgehog concretions“) in großen Mengen in den
dunklen bis schwärzlichen Tonsteinen der oberen Deer Bay
Formation (Valangin-Äquivalent) und der Christopher For-
mation (Äquivalent des jüngsten Apt und frühen Alb; Profile
und Details in Stırer 1981).
Diese beiden dunklen Tonformationen werden von einer
sandig-konglomeratischen Schichtenfolge getrennt, die im
Sverdrup-Becken den Namen Isachsen Formation trägt. Sie
zeigt alle Kennzeichen einer Regressionsfazies, denn sie geht
über flachneritisch-littorale Sande mit mariner Fauna in lim-
nisch-terrestrische Sande über, die Pflanzen und Saurier-Re-
ste und sogar Kohleflöze enthalten. Da die unterlagernden
Schichten ein spät-valanginisches und die überlagernden
Tone ein spät-aptisches Alter haben, muß die Isachsen For-
mation im Zeitabschnitt Hauterive bis frühem Apt abgelagert
worden sein, wobei Lücken vermutet werden müssen.
Eine bedeutsame Tatsache ist nun, daß sehrähnliche, ja fast
identische Schichtenfolgen in allen arktischen Becken abgela-
gert worden sind (Spitzbergen und alle sibirischen Becken).
In Ostgrönland ist die Regressionsfazies ebenfalls vorhanden,
doch sind hier bisher noch keine Glendonite beobachtet wor-
den. Vom Westspitzbergen-Trog ist die Flora der sandigen
Zwischenfolge am besten bekannt. Sie hatte keineswegs einen
Tundra-Habitus, sondern wies Bäume wie Gingko, Elatides
(eine Araukarie) und Pityophyllum auf. Es ist die Flora, die
VAKHRAMEYEV (1978) aus Sibirien erwähnt und einer sibi-
risch-kanadischen Region zuordnete, aber trotzdem — zu
Recht — als gemäßigt-warm definierte.
Betrachtet man nun die modernen paläogeographischen
Karten, die unter Berücksichtigung der Kontinentalverschie-
bung entstanden sind (z. B. Owen 1976), dann ergibt sich,
daß die erwähnten arktischen Becken eine ähnliche geogra-
phische Position hatten wie heute, sie lagen ım Bereich des 80°
nördlicher Breite.
In Anbetracht all dieser Beobachtungen sind daher für die
Unterkreide nur folgende Schlüsse möglich:
1. Zur Zeit Hauterive-Barreme/frühes Apt existierte ein
warmes und ausgeglichenes Klima bis in die höchsten
Breiten.
2. Im Valangin und im Abschnitt jüngstes Apt/frühes Alb
lagen Kaltzeiten vor, bei denen zumindest Verhält-
nisse herrschten, wie sie heute in der gleichen geogra-
phischen Position anzutreffen sind. Es können aber ge-
nausogut Eiszeiten mit + starker Eiskappenbildung ge-
wesen sein.
Bis zu dieser Stelle können die Befunde als eindeutig und
gesichert gelten. Die nun folgenden Betrachtungen des
362
Transgressions- und Regressionsgeschehens sind dagegen
mehrdeutig und spekulativ. Sie sind regional das Ergebnis
verschiedener Prozesse, isostatischer, eustatischer und epei-
rogenetisch-tektonischer Art. Trotzdem erscheint der Ver-
such lohnend, zwischen den Änderungen der Meeresbedek-
kung und den Klimaschwankungen eine Beziehung zu su-
chen.
Da ist als erstes eines der merkwürdigsten Phänomene der
Unterkreide, die Regression des Meeres im späten Valangin
und frühen Hauterive in der gesamten Arktis. Die An-
nahme einer isostatischen Hebung der Arktis nach Ab-
schmelzen einer dicken valanginischen Eiskappe wäre die mit
Abstand einfachste und plausibelste Erklärung. Das gilt umso
mehr, als dieser Regression in der Arktis eine Transgression in
weiten Teilen der Welt gegenübersteht, z. B. in Europa
(Ostengland, NW-Deutschland).
Weniger offensichtlich sind die Verhältnisse bei der spätap-
tisch-albischen Kaltzeit, denn Glendonite gibt es nur in der
unteren Christopher Formation. Auch auf die Christopher
Formation folgt im Sverdrup-Becken eine sandige Regres-
sıonsfazies, die Hassel-Formation, die aber offensichtlich
eine weniger weite Verbreitung hatte als die Isachsen Forma-
tion. Trotzdem kann auch sie auf Isostasie zurückgeführt
werden, wenn man einen langsamen Temperaturanstieg im
Verlauf des Alb annimmt. Auch hier würde der Regression in
der Arktis eine Transgression in anderen Teilen der Welt ent-
sprechen: die Vraconne- und eventuell auch die Cenoman-
Transgression.
4. DIE BEFUNDE IN DEN NICHT-ARKTISCHEN REGIONEN
UND: DIE'FRAGE DER EUSTASIE
Es ist eine auffällige Tatsache, die schon von Kemper &
Schmitz (1981) dargestellt wurde, daß in den Zeiten, in denen
sich Glendonite in den hohen Breiten bildeten, dunkle Ton-
steine besonders weit verbreitet waren. Das gilt besonders für
das Borealgebiet. Wie weit Kaltwasserzuflüsse bis in die Te-
thys vordringen konnten, wurde wesentlich von der
Paläogeographie bestimmt. Im Valangin hielt sich der
Kaltwassereinbruch in Maßen. Er führte zwar zum Abster-
ben der Berrias-Riffe, doch kam es noch nicht zur Verbrei-
tung dunkler Gesteine im Bereich der Tethys.
Ein fast weltweites Auftreten von schwärzlichen Tonstei-
nen erfolgte im späten Apt und frühen Alb. Als Folge günsti-
ger Nord-Süd-Verbindungen sowohl in den Ozeanen als
auch in den Neben- und Epikontinentalmeeren kam es jetzt
zu einer ausgedehnten Unterschichtung mit kaltem Wasser.
Die Verbreitung dunkler Tongesteine erfaßte nun auch die
Tethys, z. B. als „‚schwarze und schwefelhaltige Tone des
Kaukasus“. In der jüngsten Literatur werden sie aptoalbische
„black shales‘“ genannt. Die Bildung der Karbonatplattfor-
men wurde mit dem Kaltwasser-Einbruch unterbrochen.
Instruktiv sind die Verhältnisse in Zentral-Iran. Hier sind
in der jüngsten Unterkreide Orbitolinen- und ‚‚Rudisten“-
Kalke verbreitet. Bei Untersuchungen dieser Kalke in den Ko-
lah-Qazi-Bergen südlich von Isfahan ergab sich der bezeich-
nende Befund, daß ein älterer aptischer von einem jüngeren
albischen Orbitolinen-Kalk durch Zwischenschichten ge-
trennt wird. Auf den Blöcken liegen beide Orbitolinen-Kal-
ke, nur durch einen schwer erkennbaren Hiatus getrennt,
übereinander, so daß der irreführende Eindruck einer ge-
schlossenen Kalksteinfolge entsteht. An den Blockkanten
sind schwärzliche Leymeriellen-Kalke mit nicht-biogener
Matrix zwischengeschaltet. Diese sind das höhere, transgres-
sive Glied einer dunklen Schichtenfolge, die nur in Spezial-
becken entwickelt ist und die nach Lithologie und Fauna den
dunklen ‚‚Tonen des Kaukasus“ und den schwärzlichen To-
nen des Clansayes (jüngstes Apt) und frühen Alb Nordwest-
deutschlands entspricht. Die faunistischen Beziehungen die-
ser weit entfernt gelegenen Gebiete sind bemerkenswert eng
(Taf. 2, Fig. 12-21).
Noch wichtiger aber ist die Tatsache, daß die dem Clan-
sayes entsprechenden dunklen Tonsteine überall im Boreal-
gebiet und ın der Tethys (nicht aber in der Arktis!) eine stark
regressive Phase repräsentieren. Und das Clansayes war nach
den Glendoniten die Zeit der stärksten Abkühlung! Der
eustatische Meeresspiegelanstieg erfolgte dann in Etappen,
mäßig mit der Transgression des frühen Alb und gesteigert
mit der Transgression des Mittel-Alb.
Ähnliche Verhältnisse sind im Valangin des Borealgebietes
(nicht der Arktis!) zu beobachten, wobei das Niedersächsi-
sche Becken als Beispiel herangezogen sei. Im frühen Va-
langin kehrte nach der Wealden-Fazies zwar das marine Re-
gime zurück, doch war ein transgressiver Trend nur schwach
entwickelt. Das späte Unter-Valangın zeigt eine eindeutig re-
gressive Tendenz, die von der Transgression des frühen
Ober-Valangin unterbrochen wurde. Ob diese Transgression
nicht-eustatisch war oder ob die valanginische Kaltzeit von
einer Warmzeit unterbrochen wurde, die zu einem kürzeren
eustatischen Meeresspiegelanstieg führte, kann im Augen-
blick noch nicht entschieden werden. Es folgt wieder eine re-
gressive Phase, die wie jene des Unter-Valangin eine eusta-
tische Ursache haben könnte. Für die anschließende große
Transgression, die im späten Ober-Valangin begann und die
bis ın das Hauterive andauerte, ıst die Annahme eines eusta-
tischen Charakters naheliegend. Sie folgt nämlich dem Ver-
schwinden der Glendonite und läuft zu der Hebung der arkti-
schen Gebiete parallel, als deren Ursache hier das Abschmel-
zen einer Eiskappe vermutet wird.
Wie erwähnt, sind diese Betrachtungen spekulativ und
nicht beweisbar. Ohne Zweifel gibt es in der Unterkreide
auch nicht eustatisch bedingte Transgressionen. Auch die im
Kern eustatischen Transgressionen und Regressionen sind si-
cher in manchen Fällen durch epeirogenetische Effekte modi-
fiziert. Zum Beispiel ist die stark regressive Zeit des Clansayes
auch durch Beckenbildung mit starker Absenkung gekenn-
zeichnet, so daß sich hier Eustasie und Tektonik überlagern.
Aber folgende Tatsachen sprechen sehr für die Existenz von
Eiskappen im Valangin und Clansayes (bis frühem Alb) und
deren Auswirkungen in Form von Meeresspiegelschwankun-
gen:
1. Den großen Regressionen in der Arktis stehen Transgres-
sionen im Borealgebiet und der Tethys gegenüber und
umgekehrt.
2. Die mit den Transgressionen auftretenden Faunen sind
stets Gemeinschaften des wärmeren Wassers, während die
Faunen der Regressionsphasen (natürlich in dem gleichen
Gebiet) als Kaltwasser-Assoziationen interpretiert werden
müssen.
Nicht zuletzt spricht das sich ergebende, in sich geschlos-
sene Bild für die Validität der Annahme von zwei Eiszeiten
(nicht nur Kaltzeiten) während der Unterkreide. Nach die-
sem Bild können alle Erscheinungen sinnvoll gedeutet wer-
den. Zweifellos sind aber die sich vor allem aus den Glendo-
nit-Vorkommen ergebenden Vorstellungen noch grob. Es ist
wahrscheinlich, daß es wärmere Zwischenphasen gegeben
hat. Eine solche könnte z. B. im frühen Ober-Valangin vor-
gelegen haben. Es ist auch denkbar, daß es Kaltzeiten geringe-
rer Intensität gegeben hat, z. B. vielleicht im späten Barr&me.
5. KALTWASSER-FAUNEN UND MIGRATIONEN
Carey & AHMmap (1961) korrigierten die frühere Meinung,
daß polare Mollusken dünne Schalen haben müßten. Das Ge-
genteil ist der Fall, wie von Carey & Aumap (l. c.) begründet
wurde. Als Beispiel kann die Bivalven-Gattung Hiatella
Daupin dienen. Wie Aufsammlungen subrezenter oder quar-
tärer Gehäuse bei Resolute Bay (N. W. T.) vermuten lassen,
bilden sich bei dieser Gattung offenbar unter polaren Ex-
trembedingungen besonders dicke Schalen. Im valangini-
schen Abschnitt der Deer Bay Formation von Ellesmere Is-
land (Reptile Creek) ist die durch dicke Schalen charakteri-
sierte Gastropodenfamilie Amberleyidae durch eine Helica-
canthus-Art (Taf. 1, Fig. 11) vertreten.
Über die Faunen der Glendonit führenden Schichten des
Valangın stellten Carey & AnmaD (1961) sowie KEMPER &
Schmitz (1975) Betrachtungen an. Sie haben eindeutig den
Charakter einer Kaltwasser-Gemeinschaft. Bedeutsam ist das
Fehlen von Bivalven, wie Austern und Trigonien, die für die
Larvenentwicklung wärmere Temperaturen benötigen. Fer-
ner ist der Größenwuchs einiger Ammoniten- und Buchia-
Arten auffällig. Dominierend sind Buchia-Arten (Taf. 1,
Fig. 4-10), die oft durch Massenvorkommen vertreten sind.
Es sind zahlreiche Arten und mehrere Entwicklungslinien
bekannt. Die Arten und Gemeinschaften des Sverdrup-Bek-
kens (JELETZkY 1965) sind mit denen der sibirischen Becken
praktisch identisch. Weniger häufig, aber naturgemäß noch
wichtiger sind die Ammoniten, von denen Vertreter der Ol-
costephanidae und der Craspeditidae vorhanden sind (Kem-
PER & JELETZKY 1979).
Eine Studie der Mikrofaunen der Christopher Formation
wurde jüngst von SLitEr (1981) veröffentlicht. In bezug auf
Zusammensetzung und Habitus bestehen erstaunliche Ähn-
lichkeiten mit den entsprechenden Faunen des Niedersächsi-
schen Beckens. Und in der Tat unterscheiden sich auch im
Niedersächsischen Becken die Mikrofaunen jener Schichten,
die Kaltzeiten entsprechen (Valangin, jüngstes Apt/frühes
Alb), von den jeweils unter- oder überlagernden Schichten.
Das offensichtlich besondere Ablagerungsmilieu wurde
aber mit zunehmender Wassertiefe, Sauerstoffdefizit und
dergleichen erklärt. Die wirkliche Natur dieser Assoziationen
wurde nicht erkannt. Jetzt kann kein Zweifel mehr bestehen,
es sind Kaltwasser-Gemeinschaften, bei denen sich jedoch
wieder andere Faktoren überlagern, die auf weit verbreitete
Kaltwasser-Unterschichtung und regionalen Wasserauftrieb
(„upwelling“) zurückgehen.
Bei Betrachtung der valanginischen Faunen Nordwest-
deutschlands und der Faunen von Deer Bay und Christopher
Formation des Sverdrup-Beckens würde man eine wesentli-
che Eigenschaft der Kaltwasser-Faunen nicht erkennen, die
an diesen Beispielen durch starke Absenkung und Überlage-
rung verloren gegangen ist, die Aragonit-Erhaltung. Unver-
änderte Kaltwasser-Faunen liefern Clansayes und frühes Alb
Nordwestdeutschlands. Sie sind ausgezeichnet durch Perl-
mutt-Ammoniten und Porzellanschaler (Dentalium, Gast-
ropoda, Epistomina u. a.), alle mit makelloser Erhaltung der
aragonitischen Feinstrukturen.
Bei einer Betrachtung der arktischen Fauna kann eine inter-
essante und auffällige Erscheinung nicht übergangen werden:
die weiten Migrationen verschiedener Fossilgruppen vor al-
lem in das jeweils südlicher gelegene Tierreich. Da sind zu-
nächst die Buchien. Ihre Verbreitung im pazifischen Bereich
erstreckte sich zwar weit nach Süden, für die nicht-pazifi-
schen Gebiete (Nordkanada, Ostgrönland, Spitzbergen und
Sibirien) können sie jedoch vor allem im Valangin als Charak-
terfossilien der hohen Breiten gelten.
Das änderte sich im späten Valangin. In den arktischen
Becken blieb nur noch eine kleinwüchsige Relikt-Gruppe:
Buchia des n. sp. aff. inflata-bulloides-Kreises (Taf. 1,
Fig. 4, 5). Die größeren Arten, wie die B. keyserlingi-
Gruppe (Taf. 1, Fig. 7-9), verschwinden aus den arktischen
Becken und verbreiten sich stattdessen im eurasiatischen Bo-
realgebiet und zwar bevorzugt in dessen wärmeren, südlichen
Regionen, in denen tethyale Einflüsse feststellbar sind (Nie-
dersächsisches Becken: Eisenerz von Salzgitter, Noricum-
Kalksandstein von Bentheim). Diese Vorkommen sind haute-
rivisch (Taf. 2, Fig. 14).
Ein solches Verschwinden aus einem ursprünglichen Le-
bensraum mit anschließender Anpassung an entgegengesetzte
Lebensbedingungen und langem Persistieren unter diesen
neuen Bedingungen ist auch bei anderen frühkretazischen
Fossilien festzustellen.
Als weiteres Beispiel einer auffälligen Sidwanderung sind
die Simbirskiten zu nennen. Sie sind nach KEMPER & JELETZKY
(1979) ohne Zweifel bereits im Ober-Valangin der arktischen
Becken aus den Polyptychitinae — aus Ringnesiceras (Taf. 2,
Fig. 7) — hervorgegangen. Es sind aus dem Ober-Valangin
und Unter-Hauterive der hohen Breiten mehrere Gattungen
und Arten bekanntgeworden, während in Europa zwischen
364
dem Erlöschen der Polyptychitinae und dem ersten Auftreten
der Simbirskitinae eine breite Lücke klafft.
Im Niedersächsischen Becken erscheinen seltene Vorläu-
fer, vertreten durch die Gattung Speetoniceras, erst im späten
Unter-Hauterive. Im Ober-Hauterive werden Simbirski-
tes-Arten häufiger und zu brauchbaren Leitfossilien. STOLLEY
(1935: 388) erkannte schon den Migrationscharakter des Auf-
tretens und ahnte die Heimat: ‚‚Wer je die erstaunliche Fülle
von Simbirskiten beobachtet hat, die an manchen Fundorten
dicht gepackt übereinanderlagen, dem mußte der ausgespro-
chen arktisch-boreale Charakter dieser Ammonitenwelt klar
zum Bewußtsein kommen.“ Die allmähliche Wanderung der
Simbirskiten ist eindrucksvoll zu belegen: in Speeton tritt
Speetoniceras eher auf und ist häufiger als im Niedersächsi-
schen Becken.
Über die Ursache dieser Migrationen können nur Spekula-
tionen angestellt werden. Die Aussüßung und Verlandung
der arktischen marinen Sedimentationsräume kann nicht der
Grund gewesen sein, denn die Wanderungen setzten schon
lange vorher ein. Eher war es der Wandel zum wärmeren
Klıma, dem die Tiere nicht entweichen konnten. Sie mußten
sich anpassen, und bei diesem Vorgang erfolgten offensicht-
lich auch Anpassungen an die im Gegensatz zu früher extre-
men Warmwasserbiotope, in denen sie anscheinend in Ni-
schen Schutz vor Konkurrenten hatten und somit lange wei-
terleben konnten. Auch bei den Simbirskiten erfolgte die Er-
oberung neuer südlicher Lebensräume in zwei getrennten Re-
gionen der Erde, wieder im Pazifik und in Eurasien. Die bei-
den resultierenden Stämme der Simbirskiten (man vergleiche
z. B. Rawson 1971 und Imray 1960) entwickelten sich völlig
unabhängig voneinander und hatten abgesehen von den Ah-
nen keine Gemeinsamkeiten.
Abschließend sei noch kurz auf die borealen Polyptychiti-
nae und die tethyalen Neocomitinae eingegangen. Die Polyp-
tychitinae verschwinden in ihrem Hauptentfaltungsgebiet,
der Nordsee und ihren kleinen Nebenmeeren, ganz allmäh-
lich mit der zunehmenden Erwärmung. Migrationen erfolg-
ten sowohl in andere boreale bis hochboreale Becken (KEMPER
& JELerzkv 1979) als auch bis in die Tethys (Kemper, Rawson
& THıEuLoY 1981). Zumindest bei den letzteren ist ganz klar,
daß die migrierenden Arten im neuen Lebensraum des Südens
länger persistierten als im Stammgebiet. Ein langes Überleben
ist von Tiefsee-Relikten bekannt. Bei den Polyptychitinae
mag eine Abwanderung in größere Tiefen vorgelegen haben,
doch zeigen andere Beispiele, wie das der Buchien, daß ein
längeres Persistieren auch in Flachwasser-Biotopen möglich
war.
Interessant ıst das Verhalten der Neocomitinae, einer
Gruppe der Perisphinctaceen, deren Heimat und Lebensraum
das wärmere Wasser der flacheren Bereiche der Tethys waren.
Im frühen Ober-Valangin kam es im Zusammenhang mit der
Transgression zu Migrationsschüben in die borealen Becken.
Ob die Transgression epeirogenetisch-tektonisch oder eusta-
tisch, etwa in Zusammenhang mit einer ‚„„Zwischeneiszeit“
bedingt war, kann nicht sicher entschieden werden. Im Nie-
dersächsischen Becken fand eine Faunenmischung aus borea-
len und tethyalen Formen statt (KEMPER, RawsoNn & THIEULOY
1981).
Im folgenden Zeitabschnitt, der deutlich regressive Ten-
denzen zeigt (Schüttung der Dichotomiten-Sandsteine im
Westen des Niedersächsischen Beckens), erlebten die Dicho-
tomiten s. l. ihre Blütezeit. Relikte tethyaler Herkunft sind
zwar vorhanden, aber selten und unbedeutend. Dann folgte
die große eustatische Spätvalangin-Transgression, die ihren
Höhepunkt im frühen Hauterive (der Gliederung im Boreal-
gebiet) erreichte und die durch die beginnende Warmzeit ver-
ursacht wurde. Die Dichotomiten verschwanden und wurden
nun vollkommen von Gruppen der Neocomitinae ersetzt.
Wie neueste Erkenntnisse in Nordwestdeutschland zeigen,
verlagerte sich das Entfaltungszentrum der Neocomitinae mit
dem Temperaturanstieg von der Tethys in das Borealgebiet.
Es setzte nun die schon mehrfach geschilderte Entwicklung
ein, daß Restgruppen im alten Verbreitungsgebiet bleiben, je-
doch selten und unbedeutend werden, während im neu er-
oberten Reich gleichsam ein neues Leben beginnt, für das hier
stellvertretend nur die Gattung Endemoceras genannt sei.
Von den neuen borealen Gruppen wurde erst ein kleiner Teil
beschrieben (Kemper, Rawson & THIEULOY 1981).
Daß diese Entwicklung bisher unbekannt war, hat einen
einfachen Grund: Neocomitinae waren Tiere des Flachwas-
sers. Marginalsedimente des Valangin waren in Nordwest-
deutschland aber kaum aufgeschlossen. Aufschlüsse existier-
ten nur in den zentralen Beckenteilen, so daß uns das Bild der
Beckenfazies mit ihren einseitigen Fossilgemeinschaften so
lange irregeführt hat. Ebenso deutlich wie die Ammoniten be-
stätigen auch die Änderungen der benthonischen Mikrofossi-
lien den hier postulierten Klimaverlauf.
Schließlich seı noch erwähnt, daß sich auch die sedimento-
logischen Befunde gut in das Bild einordnen. Im Abschnitt
Valangin-Hauterive zum Beispiel ist sowohl eine Zunahme
des Karbonat- als auch des Eisengehaltes bei gleichzeitiger
Aufhellung der Gesteinsfarbe festzustellen. Hatten die dun-
kelgrauen bis schwärzlichen Tonsteine des Unter- und des
unteren Ober-Valangin nur minimale Karbonatgehalte, so
kam es vom späten Valangin ab und vor allem im Hauterive im
flacheren Wasser des Ostteiles des Niedersächsischen Bek-
kens sogar zur Bildung von Kalksteinen, in anderen Becken-
teilen zur Bildung von mittelgrauen Mergeltonsteinen.
Wie die oolithischen Eisenerze des Hauterive und Barreme
verraten, war in dieser Zeit die Zufuhr von Eisenlösungen
vom Festland besonders hoch. Auch im Westteil des Beckens
kam es zur Bildung von Eisenerzen und eisenschüssigen
Sandsteinen, so daß man das Hauterive als geologische ‚„‚Ei-
senzeit‘‘ bezeichnen kann. Die Sandsteine des Valangın
(Bentheimer Sandstein, Dichotomiten-Sandstein u. a.) sind
grundsätzlich verschieden, sie sind heller und frei von Eisen-
verbindungen. Sie sind offensichtlich unter kühl-humiden
Klimabedingungen mit begrenzter Lösung von Eisenverbin-
dungen entstanden.
[e7)
a
un
6. DIE BEDEUTUNG DER KLIMASCHWANKUNGEN
Wie gezeigt wurde, haben Klimaschwankungen in der Un-
terkreide eine große Rolle gespielt. Diese Feststellung ist
nicht nur allgemein interessant, sondern deswegen so eminent
wichtig, weil die Temperatur der bedeutendste Umweltfaktor
war, gleichsam der Primärfaktor, von dem die meisten ande-
ren abhingen und gesteuert wurden. Man denke nur an das
marine Strömungssystem, die Wassermassen, die Migratio-
nen der Faunen etc. Die Unterschichtung der Ozeane mit kal-
tem Wasser führte zu weit verbreiteten Auftriebswassermas-
sen („upwelling‘‘) mit all den Folgen für Sedimentbildung
(‚black shales“, Phosphoritbildung) und für die Phylogenie
der Organismen (Kemper 1983), um nur einiges zu nennen.
In Anbetracht der Schwierigkeiten, zu einer einheitlichen
Gliederung der Schichtenfolgen in der Welt zu kommen,
bleibt die Brauchbarkeit der Temperaturschwankungen als
„events“ zu prüfen. Auch sie liefern im Hinblick auf die
komplizierten isostatisch-eustatischen Folgewirkungen keine
einfache Patentlösung, doch können sie bei Beurteilung und
Kontrolle von Abgrenzungskriterien nützlich werden. Fest
steht jedenfalls, daß die auf Temperaturanstieg zurückgehen-
den Grenzziehungen (Valangin/Hauterive und Unter-/Mit-
tel-Alb) auf auffälligen Faunenwechseln beruhen. Diese er-
folgen jedoch nicht schlagartig, sondern allmählich. Von den
Übergängen abgesehen, sind es die verläßlichsten Abgren-
zungen innerhalb der Unterkreide.
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VAKHRAMEYEV, V. A. (1978): The climates of the Northern Hemi-
sphere in the Cretaceous in the Light of Paleobotanical Data. —
Paleont. Jour., 1978 (2): 143-154, 4 Abb.; Moskau.
Tafel 1
Alle Objekte sind in natürlicher Größe abgebildet und stammen aus dem oberen, valanginischen Ab-
schnitt der Deer Bay Formation des Sverdrup Beckens (Kanada, NW-Territories, arktisches Archipel). Es
sind Fossilien und Aggregate des extrem kalten Wassers.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
1-3:
4,5, 14:
RN
Glendonite (‚‚euhedral aggregates“, ‚‚stellate nodules“, „‚,hedgehog-concretions‘“) in unter-
schiedlicher Größe und Ausbildung. Es sind Pseudomorphosen von Calcit nach CaCO;
Hexahydrat (SUESS et al. 1982). Fig. 1: Amund Ringnes Island. la: Ansicht von unten,
1b: von der Seite (Abflachung der Unterseite!). Fig. 2 u. 3: Ellef Ringnes Island (Westteil).
Bucha ex gr. bulloides - aff. inflata (TOULA) sensu JELETZKY. — Diese Gruppe kleinerer
Buchien stellt die letzten Vertreter der Gattung im Sverdrup Becken. Crassicollis-Niveau des
Ober-Valangin von Ellef Ringnes Island.
Die vorstehend genannten kleinen Buchien sind in manchen Lagen des jüngeren Ober-
Valangin so häufig, daß sie nach Toneisensteinverbackung Knollen bilden. Amund Ringnes
Island (NW-Teil).
Buchia keyserlingi (LAHUS.). — Buchien dieser Gruppe migrierten im Laufe des Ober-Valan-
gin in südliche Meere (vgl. Taf. 2, Fig. 1-4). Fig. 7: Axel Heiberg Island, Buchanan Lake
Gebiet. Fig. 8: Rechte Klappe, Blackwelder Mountains, Ellesmere Island (Nordteil).
Buchia aff. keyserlingi (LAHUS.). - Fundort wie Fig. 8, oberstes Schichtpaket der Deer Bay
Formation.
Buchta crassicollis solida (LAHUS.). — Auffällige Art des unteren Ober-Valangin mit Leitwert.
Ellef Ringnes Island, Westteil.
Helicacanthus sp. — Eine Kaltwasser-Art der Gastropoden-Familie der Amberleyidae. Station
Creek, unweit der Eureka-Wetterstation, Ellesmere Island.
Siberiptychites stubendorffi (SCHMIDT). — Diese Art gehört zu einem in der Jugend sehr fein
berippten Stamm der Polyptychitinae, der sich in den arktischen Becken entfaltete. Unter-
Valangin. Amund Ringnes Island (NW-Teil).
©
„„Polyptychites““ rectangulatus (BOGOSL.). — Diese Art ist ein anderer arktischer Vertreter
der Polytychitinae. Sie zeigt noch deutlicher als Fig. 12 die feine Berippung der frühen
Stadien wie sie bei arktischen Arten oft zu beobachten ist. Fundort und Stufe wie bei
Figur 12.
Zitteliana 10, 1983
Tafel 1
KEmPER, E.
Tafel 2
Alle Fossilien sind in natürlicher Größe abgebildet. Es sind Migrationsformen oder -gruppen.
Fig.
Fig.
Fig.
1-4:
. 16-21:
Buchia aff. keyserlingi (LAHUS.).— In NW-Deutschland wurden sie bisher im Noricum-Kalk-
sandstein des Emslandes und im Eisenerz von Salzgitter (die hier abgebildeten Exemplare, leg.
WIEDENROTH) beobachtet. Sie erscheinen demnach in Europa in Warmwasser-Ablagerungen
des frühen Hauterive, nachdem sie vorher im Valangın die kalten Polarmeere bewohnt hatten.
Polyptychites keyserlingi (NEUM. & UHL.). — Unter-Valangin. Bückeburg.
Prodichotomites ivanovi (ARISTOV). — Ober-Valangin. Ottensen b. Stadthagen.
P. keyserlingi und Prod. iwanovi sind Gruppen der Polyptychitinae, die in Mitteleuropa ent-
standen, im Valangın aber bis in die arktischen Becken vordrangen.
Ringnesiceras (Ringnesiceras) amundense KEMP. & JEL. — Tiefes Ober-Valangin. Amund
Ringnes Island (NW-Teil). Diese arktische Art steht an der Wurzel der Simbirskitinae.
Die erste Phase der Entwicklung der Simbirskitinae fand in der Arktis statt. In Europa traten
sie erst im späten Unter-Hauterive auf. Es werden hier einige Arten aus dem Ober-Hauterive
von Helgoland abgebildet (Photos und Genehmigung von Dr. P. F. RAwsON):
Simbirskites (Speetoniceras) inversum (PAVL.)
Sıimbirskites (Simb.) cf. decheni (ROEM.)
Simbirskites (Craspedodiscus) phillipsı (ROEM.)
Simbirskites (Milanowskıa) helgolandicus RAWS.
Leymeriella tardefurcata (LEYM.). — Unter-Alb, Fig. 12: Altwarmbüchen; Fig. 13-15:
Immensen, östlich von Lehrte.
Leymeriella sp. sp. - Bruchstücke von Gehäusen dieser Ammoniten-Gattung aus bläulichen
Leymeriella-Kalken des Kolah-Qazi-Gebirges südlich von Isfahan (Zentraliran). Diese
bläulichen Kalke trennen einen älteren von einem jüngeren Orbitolinen-Kalk und re-
präsentieren Sedimente einer kühleren Phase, der clansayesisch-frühalbischen Kaltzeit. Die
Leymeriella-Arten sind praktisch identisch mit denen des Niedersächsischen Beckens und
anderer Gebiete Eurasiens (siehe Fig. 12-15 dieser Tafel).
Zıtteliana 10, 1983
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KempEr, E.
371
ISSN 0373 — 9627
Synchrone Kaltwasser-Ablagerungen: Die Grenzschichten
Cenoman-Turon in Mittel- und Nordeuropa und bei Regensburg
(Süddeutschland)
EDWIN KEMPER & WOLFGANG WEISS*)
KURZFASSUNG
Es werden jüngste, an den dunklen Tonsteinen des späten
Apt (Clansayes) und frühen Alb gewonnene Erkenntnisse auf
die schwarzen Schichten des Cenoman-Turon-Grenzberei-
ches NW-Europas (,‚Plenus Marl Formation“) und auf die
unteren Schichtglieder der süddeutschen Regensburger
Oberkreide (Eibrunner und Rheinhausener Schichten, Am-
berger Tripel u. a.) übertragen.
Die Gesteine des Cenoman-Turon-Grenzbereiches kön-
nen allgemein als Sedimente des kühleren Wassers angesehen
werden. Die tiefere Regensburger Schichtenfolge ist jedoch
das Produkt von kaltem Wasser besonderer Art, von aufdrin-
gendem Tiefenwasser (“coastal upwelling”). Bedeutsam ist,
daß es sich in beiden Regionen um zeitgleiche Ablagerungen
handelt. Beide gehen auf die gleiche Ursache zurück, auf eine
kältere Klimaphase. Die untere Folge der Regensburger
Oberkreide ist eines der schönsten Beispiele einer Faziesasso-
ziation und -abfolge, wie sie durch kaltes Auftriebswasser
entsteht.
ABSTRACT
The investigation of the late Aptien and early Albien black
shales in NW Germany (Kemper 1983) demonstrates that cli-
matic changes and upwelling of deeper cold water have greatly
influenced the deposition of this facies type. These observa-
tions and results are now applied to the dark beds of the Ce-
nomanian-Turonian transitional sequence in NW Europe and
to the also dark units in the early Upper Cretaceous in the Re-
gensburg area (Eibrunner and Reinhausener Schichten, Am-
berger Tripel a. o., Southern Germany).
Similarities of the lithological and faunal successions show
that these dark beds of late Cenomanian to early Turonian age
in middle and northern Europe can be interpreted indeed as
deposits of cool water. The lower units of the Regensburg se-
quence originate also in cool water, but in a different way; in
this case cool water is ascending from greater depths by co-
astal upwelling. Remarkable is that both types of cool water
deposits have the same age (late Cenomanian to early Turo-
nian) and the same origin due to a cool climate.
sEINLEITUNG
Der Versuch einer vollständigen Analyse der Schichten-
folge jüngstes Apt (Clansayes)/frühes Alb in NW-Deutsch-
land (Kemper 1983a) hat eine Fülle von neuen Erkenntnissen
gebracht, die es gestatten, bisher rätselhafte Fazieskörper zu
deuten. Zu solchen schwer interpretierbaren oder bisher nicht
zutreffend gedeuteten Fazieskörpern oder -folgen gehören
die schwarzen Schichten des Grenzbereichs Cenoman-Turon
Mittel- und Nordeuropas und die unteren Glieder der Re-
gensburger Oberkreide.
*) E. KEMPER und W. WEISS, Bundesanstalt für Geowissenschaften
und Rohstoffe, Stilleweg 2, 3000 Hannover 51.
Das Hauptergebnis der Bearbeitung der dunklen Tonsteine
des nordwestdeutschen späten Apt und frühen Alb war die
Erkenntnis, daß kalte Klimaphasen und von diesen induzier-
tes verstärktes Hochdringen von kaltem Tiefenwasser (“Up-
welling”) in der Erdgeschichte von außerordentlicher Bedeu-
tung gewesen sind. Das Zusammenwirken beider führt in der
Regel zu jenen als merkwürdig empfundenen Faziesentwick-
lungen, deren Analyse mit konventionellen Vorstellungen
Schwierigkeiten macht.
2. DIE SCHWARZEN SEDIMENTE DES CENOMAN-TURON
GRENZBEREICHS IN NW-EUROPA
Die Grenzschichten Cenoman-Turon stellen in weiten Tei-
len NW-Deutschlands und der Nordsee ein markantes
Schichtpaket dar, das durch dunkle Lagen ausgezeichnet ist.
Bei BurnHiLL & Ramsay (1981) wurde es Plenus Marl Forma-
tion genannt (siehe auch Weiss 1982). BALDSCHUHN, JARITZ &
KocH (1977) konnten nachweisen, daß auf der Pompeckjschen
Scholle zwischen Cenoman und Turon eine Lücke vorhanden
ist. Nach BurnHiıLL & Ramsay (1981) soll die Plenus Marl
Formation “the peak of the transgressive phase” des ‚‚frühen
Turon‘“ (= Cenoman-Turon) sein, doch geht das aus der bei-
gegebenen Abbildung (Fig. 5) nicht eindeutig hervor. Klar
ersichtlich ist an dieser Abbildung dagegen die sich anschlie-
ßende regressive Phase, während der strukturelle Hochlagen
erodiert wurden. Anschliefßend folgte die Transgression der
Herring Formation. Demnach wird die Plenus Marl Forma-
tion im Bereich von Hochlagen sowohl unten als auch oben
durch Hiaten begrenzt. “It consists of dark brown to black
sapropelitic mudstones rich in planktonic foraminifera and
radiolarıa, but yielding a sparse benthonic fauna”. Ähnliche
Verhältnisse wurden auch in NW-Deutschland beobachtet.
Ernst et al. (Vortrag beim Kreide-Symposium München
1982 und dieses Heft) erwähnten, daß die dunklen Schichten
des Cenoman-Turon-Grenzbereichs ım Süden, auf der Rhei-
nischen Masse, lateral in Grünsande übergehen und an ande-
ren Stellen, z. B. östlich von Hannover, als Rotpläner ent-
wickelt sind. Ernst et al. (1982) führten in Kenntnis der
hauptsächlichen Ergebnisse von Kemper (1983a) und wohl
davon angeregt erstmalig kaltes Wasser und “Upwelling”-Ef-
fekte als Ursache der schwarzen Cenoman-Turon-Grenz-
schichten und ihrer Faziesäquivalente an.
Tatsächlich erinnern diese schwarzen Sedimente mit ihrem
Kieselplankton stark an die eindeutigen Kaltwassersedimente
der Zeit spätes Apt (Clansayes)/frühes Alb. Auch mit diesen
waren immer eustatisch-isostatisch bedingte Meeresspiegel-
schwankungen verbunden (Kemper, 1983b dieser Band). Es
ist vorstellbar, daß die beiden Regressionsphasen vor und
nach der Ablagerung der “Plenus Marl Formation” sensu
BurnHiı & Ramsay (1981), die sich besonders auf Blöcken
und Hochlagen bemerkbar machen, auf Wasserbindung in
Eiskappen nach jeweiligen ziemlich plötzlichen Temperatur-
abfällen zurückgehen.
Die biostratigraphische Einstufung der dunkelgefärbten,
oft schwarzen Mergel erfolgt in den beiden hier genannten
Regionen in erster Linie mit planktonischen Foraminiferen.
Das Aussetzen der Rotaliporen markiert die Cenoman-Tu-
ron-Wende. Vor der Cenoman-Turon-Wende steigt die Di-
versität und die Densität der planktonischen Foraminiferen,
insbesondere der Rotaliporen, in den schwarzen Sedimenten
deutlich an und signalisiert ein ökologisches Optimum.
Nach dem Aussetzen der Rotaliporen treten vereinzelt
oder auch in großen Populationen ungekielte planktonische
Foraminiferen (grandes Globig£rines) hervor, die als palöko-
logisch weniger anspruchsvoll gelten. Erst im unteren Turon
folgen sukzessive wieder gekielte planktonische Foraminife-
ren nach. Die klimatisch bedingte Zufuhr kalten Wassers
führt zunächst zu einem Anstieg der Diversität und Densität
der planktonischen Foraminiferen, die nach Überschreiten
eines gewissen Bereichs für bestimmte Gruppen, hier die Ro-
taliporen, abreißt und andere Gruppen hervortreten läßt. Der
Kaltwassereinfluß markiert somit in der Entwicklung einen
erheblichen Einschnitt.
3: DIE.SCHICHTENFOLGE;DES. REGENSBURGER. .GOLEES
Die Schichtenfolge der Regensburger Kreide wurde von
Fav, FORSTER & MEYER (1982) in sehr übersichtlicher Weise
dargestellt. Auf diese Darstellung wird hier Bezug genom-
men. Demnach erfolgte die Überflutung des Regensburger
Gebietes im späten Cenoman. Von besonderer Bedeutung ist
das Gebiet von Bad Abbach (Profil Mühlberg; Weiss 1982).
Hier folgt über dem Transgressionskonglomerat der ober-
cenomane Regensburger Grünsandstein. Er zeigt Entkiese-
lungserscheinungen (Kieselknollen und -bänke) und enthält
nur eine arme Mikrofauna. Mit scharfer Abgrenzung folgen
darüber die Eibrunner Mergel, in denen Actinocamax plenus
(Bramv.) gefunden worden ist. Der untere Teil der Eibrunner
Mergel enthält eine reiche Mikrofauna des hohen Cenoman,
u. a. mit Rotaliporen. Die oberen Eibrunner Mergel haben
nur eine ärmere Mikrofauna, nach der sie in das Unter-Turon
einzustufen sind.
Über den Eibrunner Mergeln folgen die Rheinhausener
Schichten. Es sind kieselige Kalke mit Massenvorkommen
von Schwamm-Spiculae und Linsen von weißlichem, porö-
sem Tripel, einem Diatomit der modernen Nomenklatur.
Inoceramen der labiatus-Gruppe erlauben eine eindeutige
Einstufung als Unter-Turon.
Beim Profil Benberg wird für die Reinhausener Schichten
Montmorillonit-Reichtum und Glaukonitführung angege-
ben. Besonders instruktiv sind hier die mikropaläontologi-
schen Befunde von RıscH (in Fay et al. 1982), nach denen in
den oberen Eibrunner Schichten (tiefes Turon) eine Verar-
mung der Fauna einsetzt. ‚‚(Es) fehlen planktonische Fora-
miniferen; es liegt aber noch eine individuenreiche und arte-
narme benthonische Kalk- und Sandschaler-Fauna vor.“ Die
Fauna der Reinhausener Schichten wird, abgesehen vom
Reichtum an Schwammresten, als arm angegeben.
Im Raum von Amberg entsprechen die Reinhausener
Schichten dem Amberger Tripel, einem Diatomit, der von
schwarzen Mergeln mit Kalkknollen unterlagert wird, einem
Äquivalent der höheren Eibrunner Mergel.
Wie die umfassende Studie am Clansayes und frühen Alb
NW-Deutschlands ergeben hat (Kemper 1983a), sind all die
erwähnten Erscheinungen nicht isoliert, sondern in ihrer Ab-
folge und Assoziation typisch für Meeresteile, die durch kal-
tes Auftriebswasser (“coastal upwelling”) gekennzeichnet
sind. Besonders charakteristisch ist das Auftreten von Diato-
miten und Kieselschwämmen sowie eine Verarmung der rest-
lichen Faunen, insbesondere das Zurücktreten oder Ver-
373
schwinden der planktonischen Foraminiferen. Auch die Bil-
dung von Glaukonit und Kieselknollen und -bänken sowie
von Montmorillonit gehört zu der Faziesassoziation des
“Upwelling”-Typs. Für Einzelheiten kann auf Kemper
(1983a) und Kemper & ZIMMERLE (1982) verwiesen werden.
A-ERGEBNISSE
Wie geschildert wurde, kam es im Regensburger Golf an
der Wende Cenoman-Turon zum Aufdringen kalten Tiefen-
wassers. Dieses “Upwelling” erreichte seine höchste Intensi-
tät während der Bildung der Tripelgesteine (Neuburger Kie-
selkreide, Reinhausener Schichten, Amberger Tripel). Wie
die Befunde der Mikropaläontologen (RıscH, Weıss in Fay,
FORSTER & MEYER 1982) und auch die Einzelfunde von Actı-
nocamax plenus (,‚Plenus Mergel‘) direkt zeigen, entspricht
der Einsatz des Kaltwasserauftriebs genau der Bildung der
dunklen spätcenomanen bis unterturonen Schichten (,,‚Plenus
Marl Formation“) NW-Europas.
Diese Synchronität ist sicher nicht zufällig. Vielmehr haben
die schwarzen Sedimente der Grenzschichten Cenoman-Tu-
ron in NW-Europa und der Kaltwasserauftrieb im Regens-
burger Golf die gleiche Ursache: eine Klimaverschlechterung.
Denn eine Abkühlung führt einerseits zu einer Umstellung
des Strömungssystems: das gyrenkontrollierte thermosphae-
rische System der warmen Zeiten wird durch das psychro-
sphaerische ersetzt, das durch eine vorwiegende Vertikal-
komponente ausgezeichnet ist. Andererseits wird durch den
erhöhten Temperaturgradienten die Zirkulation generell ver-
stärkt. Somit unterstützen auch diese Überlegungen die An-
nahme einer kühlen Klimaphase an der Wende Cenoman-Tu-
ron.
Die untere Folge der Regensburger Oberkreide ist eines der
schönsten Beispiele einer Faziesassoziation und -abfolge wie
sie durch kaltes Auftriebswasser hinterlassen wird.
SCHRIFTEN
BALDSCHUHN, R., JARITZ, W. & KocH, W. (1977): Stratigraphie der
Oberkreide in Nordwestdeutschland (POMPECK]J’sche Schol-
le). - Geol. Jb., A 38: 1-128, 3 Abb., 19 Taf.; Hannover.
BURNHILL, T. J. & RamsAy, W. V. (1981): Mid-Cretaceous Palaeon-
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Geology of the Continental Shelf of North-West Europe:
245-253, 5 Abb.; London.
ERNST, G. et al. (1983): Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon
von NW-Deutschland. — Zitteliana, 10: München.
Fay, M., FORSTER, R. & MEYER, R. (1982): 2. Symposium Kreide,
München 1982; Führer zu den Exkursionen; Exkursion A:
Regensburger Kreide: AI-A54, 12 Abb.; München.
KEMPER, E. (Editor), (1983a): Das späte Apt und frühe Alb Nord-
west-Deutschlands, Versuch der umfassenden Analyse einer
Schichtenfolge. — Geol. Jb. 65 (im Druck), Hannover.
— — (1983b): Über Kalt- und Warmzeiten der Unterkreide. — Zit-
teliana, 10: München.
KEMPER, E. & ZIMMERLE, W. (1983): Facies patterns of Cretace-
ous/Tertiary subtropical upwelling system (Great Syrian De-
sert) and Aptian/Albian boreal upwelling system (NW Ger-
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ling: Its Sediment Record (Symposium Portugal 1981). Im
Druck.
WEISS, W. (1982): Planktonische Foraminiferen aus dem Cenoman
und Turon von Nordwest- und Süddeutschland. — Palaeonto-
graphica, Abt. A, 178 (1-3): 49-108, 6 Taf., 9 Abb.; Stutt-
gart.
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375
Bean Ti München, 1.Jal 198 ISSN 0373 29007
Sur la paleozoog£ographie des bassins eocretaces du Caucase
Par
ELISSO V. KOTETICHVILI*)
Avec 8 figures dans le text et 6 tableaux
RESUME
Se basant sur l’analyse comparable des complexes d’Am-
monites du Cretace inferieur la subdivision paleozoogeogra-
phique des bassins Mediterraneens est donnee dans les limites
de l’Europe du Sud, de l’Afrique du Nord et du Sud de
PURSS.
Le provincialisme d’Ammonites est bien marqu& au Berria-
sien etäl’Albien; au Valanginien-Aptien il s’abaisse. Le chan-
gement quantitatif des genres Bor&aux et Tethysiens est ob-
serve durant des sıecles du Cretace inferieur; la direction de
migration de quelques genres est precise; quelque changement
climatique est etabli sur la base de la repartition d’Ammonites.
IIBSIURALGT:
Based on a comparable analysis of the Lower Cretaceous
ammonite complexes a paleozoogeographical subdivision of
Mediterranean basins of Southern Europe, North Africa and
the Southern part of the USSR is given.
Ammonite provincialism is well manifested in the Berria-
sian and Albian. In the Valanginian-Aptian it is reduced.
Quantitative exchange of Boreal and Tethyan genera is obser-
ved. Directions of migration are precised for some genera. Ba-
sed on the distribution of ammonite genera climatic variations
are suggested.
KURZFASSUNG
Durch vergleichende Faunen-Untersuchungen der unter-
kretazischen Ammoniten-führenden Folgen wird eine paläo-
zoogeographische Unterteilung der mediterranen Sedimen-
tationsbecken in Südeuropa, Nordafrika und dem südlichen
Teil der USSR vorgestellt.
Während im Berrias und im Alb bei den Ammoniten ein
ausgesprochener Provinzialismus herrschte, war dieser vom
Les bassins Eocretaces du Caucase situes dans la partie NE
de la Mediterran&e, etaient limites immediatement au Nord
*) E. V. KOTETICHVILI, Geological Institute AN GSSR, Z. Rouk-
hadze str. 1, korp. 9, USSR 380093 Tbilisi.
Valangın bis in das Apt sehr reduziert, es fand ein vollständi-
ger Austausch von Tethys-Gattungen mit Gattungen des bo-
realen Bereiches statt. Für einige Gattungen können die Wan-
derwege verfolgt werden. Aus der Verteilung der Ammoni-
ten-Gattungen kann auf Klimaschwankungen geschlossen
werden.
par des bassins Bor&aux. C’est pourquoi du point de vue pa-
leozooge&ographique l’influence permanente du regne Boreal
sur le regne Tethysien joue un role important dans l’histoire
Mesozoique de ces bassins; cette influence s’exprime diffe-
remment suivant les &poques. Pendant quelques siecles juras-
siques elle est assez considerable (Rostovzev, 1978, SAKHA-
376
rov, 1978). Elle se prolonge pendant l’Eocretace variant selon
des siecles avec un maximum au Valanginien et a l’Hauterivi-
en.
Au Jurassique (Rosrovzev, 1978) aussi qu’au Cretace infe-
rieur au Caucase on remarque l’augmentation de la quantite
des genres et d’especes Bor&aux du Sud au Nord. Par conse-
quent, le bassin du Caucase du Nord etait toujours plus ex-
pose ä l’influence Boreale, que celle de la Transcaucasie. Le
geoanticlinal Caucasien, existant deja entre eux, presentait
une barriere physique favorisant cette difference.
Dans le bassin Transcaucasien nous considerons trois par-
tie: 1. La partie Nord -domaine profond de lamer neritique —
zone infraneritique; 2. La masse mediane de Transcaucasie
(bloc G£orgien) — zone littorale jusqu’au Barremien inferieur
puis zone &pineritique; 3. Le Caucase Mineur — zone infrane-
ritique. Lagrande majorite des genres d’ammonites du Berria-
sien-Hauterivien est rependue dans la partie Nord, quelques
genres sont connus dans le Caucase Mineur, sur le bloc me-
dian ils sont absents presque totalement. Parmi les 11 genres
Berriasiens, connus dans la partie Nord, au Caucase Mineur il
yena deux - Berriasella et Spiticeras; parmi les 5 genres Va-
langiniens - deux — Olcostephanus et Neocomites,; parmi les 6
genres Hauteriviens — deux — Balearıtes et Subsaynella. La
transgression Eocretace atteint le bloc median plus tard; c’est
seulementä la fin de l’'Hauterivien qu’apparait le premier am-
monite — representant du genre Simbirskites.
Tout ce qui precede permet de conclure: le bassin Nord de
la Transcaucasie n’etait pas lie directement ä celui du Caucase
Mineur; le bloc median £tait une barriere physique et la pene-
tration des genres rares dans ce dernier devait se realiser soit
par un detour du bloc median, soit ä partir autres bassins de la
Mediterranee, situes plus au Sud.
A partir du Barremien les relations quantitatives entre les
trois complexes d’ammonites de Transcaucasie changent. La
mer qui couvrait le bloc mediane devient un milieu propice au
developpement des ammonites et depuis lors jusqu’ä la fin de
l’Albien elle constitue un lieu d’epanouissement de nombreu-
ses familles de ce groupe. Dans les bassins situes plus au Nord
et plus au Sud on rencontre les complexes d’Ammonites tou-
jours plus pauvres que ce du bloc median. La differentiation
des genres d’ammonites qui depende de la profondeur de la
mer dans les differentes parties de Transcaucasie atteint son
maximum dans le Barremien.
Au Barremien le bloc median, la partie Nord et le Caucase
Mineur comportent successivement 20, 16 et 15 genres. 5
d’entre eux- Costidiscus, Crioceratites, Imerites, Colchidites,
Barremites — sont ubiquistes. 5 sont communs pour le bloc
Georgien et la partie Nord - Paracrioceras, Heteroceras, Pa-
raimerites, Hemihoplites, Matheronites; 4 — pour le bloc Ge-
orgien et Caucase Mineur — Macroscaphites, Toxoceratoides,
Argvethites, Hamulina; 5 — pour la partie Nord et le Caucase
Mineur — Holcodiscus, Spitidiscus, Astieridiscus, Subpulchel-
ha, Silesites. Sur le bloc G£orgien sont represente: Audoulice-
ras, Eristavia, Torcapella, Pulchellia, Heinzia, Paraspitice-
ras; dans la partie Nord - Hemibaculites, Anahamulına, au
Caucase Mineur — Leptoceras.
Al’ Aptien c’est respectivement 35, 16 et 13 genres qui sont
connus sur le bloc Georgien, la partie Nord et Caucase Mi-
neur. Parmi ces genres Tetragonites, Uhligella, Prochelonice-
ras, Epicheloniceras, Acanthohoplites, Colombiceras, Des-
hayesites sont ubiquistes. Pour le bloc Georgien et la partie
Nord sont communs: Pseudocrioceras, Acrioceras, Australi-
ceras, Psendohaploceras, Zuercherella, Cheloniceras, Diado-
choceras, Nodosohoplites, Dufrenoya. Pour le bloc Georgien
et le Caucase Mineur sont commun: Dissimilites, Ancyloce-
ras, Ammonitoceras, Tonohamites. Les genres communs pour
la partie Nord et Caucase Mineur sont inconnus, ainsi que les
genres repandus seulement dans la partie Nord. Au Caucase
Mineur ilyadeux- Gargasiceras et Valdedorsella, tandis que
seulement sur le bloc Georgien persistent 15 genres: Cicatri-
tes, Helicancylus, Psendoaustraliceras, Kutatissites, Tropa-
eum, Hamiticeras, Ptychoceras, Aconeceras, Roloboceras,
Megatyloceras, Paracheloniceras, Eodouvilleiceras, Protacan-
thoplites, Procolombiceras, Hypacanthoplıtes.
Dans l’Albien sur le bloc Georgien sont connus 22 genres,
dans la partie Nord -5 et au Caucase Mineur — 9. Les genres
Trans-
caucasie
Genres
d’Ammonites
Caucase du Nord
Partie
Nord
Bloc
Georgien
Caucase
Mineur
Crim&e
Mangychlak
Haploceras
Spiticeras
Negreliceras
Pseudosubplanites
Berriasella
Malbosiceras
+++ +++ +
Delphinella
Mazenoticeras
Euthymiceras
Neocosmoceras
Himalayites
Fauriella
ee
+
E
+
+
+
+
+
+
+
+
+
+
Tirnovella
Jabronella
Dalmasiceras
Pomeliceras
Subthurmannia
Riasanites
Blanfordiceras
Tauricoceras
Transcaspiites
Genres inconnus au Caucase
Bochianites
Substreblites
Subalpinites
Retowskiceras
Surites
Tableau 1. Repartition des genres d’Ammonites Berriasiens au
Caucase et dans les regions voisines
he)
A Trans-
2 caucasie
3 I
le) od
eg |
® o|o fe
u ® ‚HAIuy ® [6]
a | o|03|w >
vo |#mluulovo|E [e))
Genres 2 5 5 eg = fe 5
d’Ammonites vo laz lmavlo=slö ls
Protetragonites
Olcostephanus
Saynoceras
Valanginites
Polyptychites
Dichotomites
Neocraspedites
Thurmanniceras
Neocomites
++ +++++ + +
Kilianella
Genres inconnus au Caucase
Temnoptychites
Euryptychites
Astieriptychites
Neohoploceras
Tableau 2. Re£partition des genres d’Ammonites Valanginiens au
Caucase et dans les regions voisines
ubiquistes sont Puzosia et Mortoniceras. Beudanticeras,
Desmoceras et Oxytropioceras sont repandus dans la partie
Nord et sur le bloc Georgien; Kossmatella, Mariella, Hopli-
tes, Discohoplites, Hysteroceras, Scaphites sont communs
pour le bloc Georgien et Caucase Mineur. Le genres Anaho-
‚plites se rencontre seulement au Caucase Mineur, 11 genres —
Eogandriceras, Anagandryceras, Janberticeras, Hamites,
Anisoceras, Idiohamites, Ostlingoceras, Douvilleiceras, Ley-
meriella, Cleoniceras, Stoliczkaia — sur le bloc Georgien.
Les elements de la faune Boreale — les genre Lyticoceras,
Speetoniceras et Simbirskites sont repandus seulement dans la
partie Nord de Transcaucasie, n’atteignant jamais les partie si-
tuees plus au Sud.
A la fin du Barremien inferieur se produit la dispersion ra-
pide des Pulchellides dans toute Transcaucasie suivant une di-
stribution stratigraphique tres etroite par rapport A d’autres
parties de la Mediterranee ou ils sont repandus dans tout le
Barremien.
A la fin du Barremien c’est l’&panouissement de la subfa-
mille Colchiditinae; par la quantit& des exemplaires et la di-
versite des especes les localites du bloc G&orgien sont uniques
dans toute la Mediterranee.
Maintenent nous pouvons comparer le complexe d’ammo-
nites Eocretace de la Transcaucasie avec celui du Caucase du
Nord. Ce dernier est assez riche. La quantite generale des
genres (Phylloceratides et Lytoceratides exclus) — 119, parmi
lesquelles 87 sont communs pour les deux regions. La diffe-
rence generale entre eux du point de vue pal&ozoogeographi-
377
n
[e) Trans-
2 caucasie
3
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d’Ammonites oO I|nAZ2|mD|us| ©
Balearites + +
Crioceratites + + + +
Aegocrioceras nn
Pseudothurmannia ar 3 +
Speetoniceras + + +
Simbirskites + + + +
Craspedodiscus + +
Lyticoceras + + +
Acanthodiscus 3 *
Leopoldia + + +
Oosterella + >
Subsaynella + +
Genres inconnus au Caucase
zz ——
Astieria +
Moutoniceras +
a WEN nf We
Tableau 3. Repartition des genres d’Ammonites Hauteriviens au
Caucase et dans les regions voisines
que se traduit essentiellement par une influence plus impor-
tante du regne Boreal au Caucase du Nord.
Voyons comment elle s’effectue pendant les siecles Eocre-
tace?
Au Berriasien dans le Caucase du Nord persiste le genre
Boreal Riasanites, tres frequante dans le bassin Berriasien
d’Europe Orientale. Dans le bassin Nordcaucasien il est
connu avec des genres typiquement mediterraneens— Fauriel-
la, Malbosiceras, Berriasella, Negreliceras, Dalmasiceras etc.
Dans meme bassin persiste le genre transcaspien Transcaspii-
tes.
Au Valanginien sont largement repandus les genres Bore-
aux: Polyptychites, Neocraspedites, Valanginites, Dichotomi-
tes. Avec eux sont connus Neocomites, Saynoceras etc.
A l’Hauterivien les genres Speetoniceras, Simbirskites,
Craspedodiscus, Lyticoceras s’epanouissent. Avec eux sont
presentes Leopoldia, Astieria, Psenudothurmannia.
Au Barremien apparait un complexe entierement mediter-
raneen: Costidiscus, Crioceratites, Matheronites, Holcodis-
cus, Barremites, Heinzia etc. La difference entre les comple-
xes d’ammonites de Transcaucasie et du Caucase du Nord est
exprime par la presence de quelques genres endemiques — Au-
ritina, Epacrioceras etc., d’un genre transcaspien Turkmeni-
ceras (rares exemplaires) et par ’absence des genres Pulchellia
et Subpulchellia dans le dernier.
A l’Aptien sont presentes des complexes d’ammonites sem-
blable, constitues des genres europeens en general: Ancyloce-
ras, Procheloniceras, Cheloniceras, Epicheloniceras, Eodou-
378
bo}
“ A Trans-
& Trans- zZ caucasie
i 3 Fr
3 caucasie = = a
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3 44 oO Ä
Genres E ala Wamaniee 3 ss jaslasla ee
: Rn nite
d’Ammonites (0) u=| VO 7
Amns Tetragonites +
Costidiscus
P Cicatrites + +
Macroscaphites + + + +
; 3 Pseudocrioceras + +
Crioceratites + E he E
? Helicancylus +
Paracrıoceras + + + +
: ; Dissimilites + +
Hemicrıoceras +
Acrioceras + + +
Leptoceras +
> Ancyloceras + + + +
Toxoceratoides + As ER
5 Australicers + + +
Audouliceras an
Pseudoaustraliceras + +
Heteroceras + * # + +
; Ammonitoceras + + + + +
Argvethites + + un +
; 2 Kutatissites + +
Hemibaculites +
rer Tropaeum + + + ir
Colchidites Ar + + + an P
F Hamiticeras | + +
Imerites + ar + “E 3,
R R Tonohamites + + + +
Paraimerites an + + nu +
; Ptychoceras + + +
Erestavia 2 au
e - Aconeceras + + +
Hemihoplites + + + ir
r Sanmartinoceras +
Matheronites + + bu st
2 Valdedorsella + +
Anahamulina + pE +
E Pseudohaploceras + + + + +
Hamulina + AR A + P |
Melchiorites + +
Torcapella + +
. Uhligella + + +
Barremites sr + + + +
R Zuercherella + + +
Holcodiscus hr Er + +
ee Pseudosaynella +
Spitidiscus + + + +
A Eh: Roloboceras + +
Astieridiscus + + + +
£ a Megatyloceras +
Silesites + + + + Ia=Y
2 Cheloniceras + + + + +
Pulchellia +
: h Procheloniceras + + + + + +
Heinzıa ar + +
x Paracheloniceras +
Subpulchellia + + #
F Epicheloniceras + + + + + +
Turkmeniceras * Eu
Hy: Eodouvilleiceras + +
Paraspiticeras + #
5 : Sinzowia +
Abritusites +
: Parahoplites + + + E
Epacrioceras +
N Diadochoceras + + + +
Auritina + +
ve Protacanthoplites + +
Tableau 4. Repartition des genres d’Ammonites Barremiens au Acanthohoplrites x & x “ 2 4 =
Caucase et dans les regions voisines Nodosohoplites + + +
Gargasiceras + +
Procolombiceras +
Colombiceras + + + + + +
Hypacanthoplites + + + +
Deshayesites + + + + + + +
Dufrenoyia + + + +
Genres inconnus au Caucase
Luppovia + E:
use: ; a ;
Tableau 5. Repartition des genres d’Ammonites Aptiens au Cau- Caspianites Er &
case et dans les regions voisines
Genres
d’Ammonites
Eogaudryceras
Anagaudryceras
Kossmatella
Jauberticeras
Hamites
Anisoceras
Idiohamites
Ostlingoceras
Mariella
Puzosia
Beudanticeras
Desmoceras
Douvilleiceras
Leymeriella
Cleoniceras
Hoplites
Anahoplites
Discohoplites
Lepthoplites
Sonneratia
Oxytropidoceras
Mortoniceras
Stoliczkaia
Hysteroceras
Scaphites
Genres inconnus au Caucase
ar —u
Ire)
< Trans-
zZ caucasie
S “| =
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+
+ + + + +
+ + +
+ + + +
+ + + +
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+ +
+ + + + +
+ + + + + 5
+ + + + + +
+ + + +
+ + + + +
+ + + + +
+ + +
+ + + + + +
+ + + +
+ + + +
+ + +
+ + +
+ + + +
+ + + + + + +
* + +
+ + +
Tetrahoplites +
Epihoplites + +
Euhoplites +
Protohoplites +
Dimorphoplites +
Callihoplites + +
Pleurohoplites +
Arraphoceras +
Arcthoplites +
Bellidiscus +
Anadesmoceras =
Vnigriceras +
Dipoloceras +
Cantabrigites +
Angolaites 5:
Neokentroceras Be
Goodhalites +
Neoharpoceras E
Saltericeras
"Placenticeras"
379
villeiceras, Acanthohoplites, Diadochoceras, Colombiceras,
Hypacanthoplites, Deshayesites. La presence des genres Sın-
zovia, Melchiorites etc. seulement dans le bassin Nordcauca-
sien, ainsi que la presence des genres Roloboceras, Megatylo-
ceras, Dissimilites, etc. dans le bassın Transcaucasien ne con-
stitue pas la difference essentielle; celle-ci est exprimee par le
genre Parahoplites, frequent au Caucase du Nord et tres rare
(2 ex.) dans Transcaucasie.
Le complexe d’ammonites albiens est relativement pauvre
dans le Caucase du Nord; persiste le genre Sonneratia, connu
aussi dans les payes transcaspiens et l’Europe Central.
Ainsi, examinant le complexe d’Ammonites Eocretace du
Caucase dans son ensemble, il est possible de conclure:
1. Presque tous les genres communs du Caucase du Nord et
de Transcaucasie sont largement repandus dans la Mediterra-
nee ettemoignent de ’appartenance de ces deux regionsä cette
derniere. 2. La difference essentielle entre les complexes de
deux region s’exprime par une influence du regne Boreal plus
forte au Caucase du Nord. 3. Le maximum de cette influence
alieu au Valanginien et ä ’Hauterivien, quand elle est la plus
puissante dans tout le bord Nord de la Mediterranee (THIEU-
LoY, 1977). 4. Le bassin Transcaucasien est situ& en dehor de
«Hoplitid faunal province» (Owen, 1971); des rares repres-
entants de cette famille peuvent etre consideres ä cause de la
proximite de la limite sud de ce «province». Caucase du Nord
devait etre situ& dans la partie Sud du «province»; ici iln’y a
pas de vrai &panouissement des Hoplitides, comme dans les
pays du «province», mais la predominance sur la Transcauca-
sie est indiscutable. 5. La Transcaucasie (la G£orgie en parti-
culier) doit etre consideree comme le centre d’origine et de
dispersion de la subfamille Colchiditinae.
Le coefficient de ressemblance entre les complexes d’am-
monites du Caucase du nord et la Transcaucasie selon la for-
mule de Simpson est exprime& par les chiffres suivants: pour le
Berriasien - 82%, pour le Valanginien - 80%, pour l’Hauteri-
vien — 100%, pour le Barremien - 77%, pour !’Aptien 81%,
pour ’Albien-90%. Ainsi, entre les bassins caucasiens il n’y
a pas des differences provincielles pendant le Cretace infe-
rieur.
Voyons quels sont les changement des complexes d’ammo-
nites caucasıen ä l’Est et ä ’Ouest.
Dans l’Asie Centrale du Berriasien jusqu’au Barremien su-
perieur les ammonites sont tres rares. A Kopetdagh sont con-
nus les representants des genres Neocomites, Endemoceras,
Leopoldia. A Mangychlak, au contraire, se presente un com-
plexe, constitu& des genres mediterraneens —- Neocosmoceras,
Subalpinites, boreaux — Riasanites, Surites, Euthymiceras
(especes bor&aux) et endemique — Transcaspütes. Le trait ca-
racteristique de ce complexe est l’absence des genres Spitice-
ras, Berriasella, Dalmasiceras. Une ressemblance existe entre
ce complexe et celui du Caucase du Nord. Ces deux bassins
etaient situes pres du bord Nord de la Mediterranee et etaient
influences par le regne Boreal. On peux voir que cette influ-
ence s’etend de l’Est a l’Ouest, parce qu’elle est plus forte ä
Mangychlak, qu’au Caucase du Nord; dans ce region penetre
le genre transcaspien — Transcaspiites; de l’Ouest ä l’Est la
Tableau 6. Repartition des genres d’Ammonites Albiens au Cau-
case et dans les regions voisines
Fig. 1. Repartition des genres d’Ammonites Berriasiens:
1: Spiticeras, 2: Negreliceras, 3: Berriasella, 4: Neocosmoceras, 5: Himalayıtes, 6: Subthurmannia, 7:
Transcaspütes, 8: Riasanites, 9: Surites, 10: genres «Gondvanıen»: Bochianites, Corongoceras, Psendolisso-
ceras etc.
quantite des genres mediterraneens diminue; ä Mangychlak,
outre Riasanites persiste l’autre genre boreal-Surites, absent
au Caucase du Nord.
En Crimee egalement un complexe d’Ammonites tres sem-
blable ä celui du Caucase est present. 16 genres sont connus,
parmi lesquels 13 sont mediterraneens. La particularite essen-
tielle du complexe de la Crimee est la presence des genres, ca-
racteristiques du bord Sud de la Mediterranee — Protacantho-
discus, Substreblites, Subalpinites, qui viennent de l’Ouest; en
outre il comporte le genre bor£al, venant de l!’Est ä l’Ouest -
Riasanites, pour lequel la Crimee est la localıte la plus ä ’ouest
de leur repartition. Le genre Transcaspiites atteint aussi la
Crimee; persiste le genre end&mique Tauricoceras.
Les donnees de l’Iran et de Turgie en notre disposition sont
insuffisantes; dans la partie NW de l’Iran sont connus Berria-
sella, Neocomites et Calpionelles, ä l’Anatolie — Berriasella.
Cette faune indique le caractere mediterraneen du complexe
berriasien de ces pays.
Dans les region situees plus ä l’Ouest les difference les plus
nettes sont: presence dans les Carpates orientales du genre
«Gondvanien» — Corongoceras, dans le SE de la France —
Psendargentiniceras et Parapalasiceras.
En Afrique du Nord outre les genres typiquement mediter-
raneens- Spiticeras, Negreliceras, Berriasella, Mazenoticeras,
Dalmasiceras, sont connus des genres «Gondvanien» -—
Pseudolissoceras, Aspidoceras, Bochianites etc., qui se ren-
contrent egalement en Europe occidentale, mais l’aire de leur
repartition principale, aussi que les localites de leur centres
d’origine sont en Afrique ou en Amerique du Sud.
En comparant les complexes d’ammonites Berriasien du
Caucase avec ceux d’autres regions mediterraneens on peut
conclure:
1. Dans la Mediterrane au Berriasien les representants des
familles Berriasellidae et Olcostephanidae, en particulier
Berriasella et Spiticeras sont largement repandus.
2. L’absence de ces genres et de Dalmasiceras A Mangych-
lak, ’&panouissement du genre Riasanites, la persistance du
genre Surites, aussi que de Transcaspiites font une base pour
separer le bassin de Mangychlak en province particuliere, si-
tuee pres de la limite Nord de’la Mediterranee. Si nous envisa-
gerons la repartition des genres berriasiens dans le temps,
nous voyons l’augmentation de la quantite des representants
des genres Boreaux de bas en haut (Luppov, BOGDANOVA &
LOBATCHEVA, 1976, 1979); c’est naturel, sı nous nous rendons
compte, qu’au Valanginien l’influence boreal devient plus
forte et cette province fera la partie du domaine Bor£al. Le
temps Berriasien peut etre consider comme le temps de chan-
gement de la faune d’un domaine par d’autre faune - Tethy-
sienne par Boreal.
3. Le bassin d’Afrique du Nord peut etre considerer comme
une province particuliere par la presence des genres «Gond-
vanıen» et par l’abondance des especes locales des genres me-
diterraneens.
Fig. 2. Repartition des genres d’Ammonites Valanginiens:
1: Olcostephanus, 2: Saynoceras, 3: Thurmanniceras, 4: Neocomites, 5: Kilianella, 6: genres Boreaux:
Valanginites, Polyptychites, Dichotomites, Neocraspedites.
4. Le reste du domaine Mediterran&en constitut une pro-
vince Alpino-Caucasienne, dont la partie orientale est influ-
ence par la faune Boreale et la partie occidentale par celle du
«Gondvanienne». Lemaximum des elements «Gondvaniens»
s’observe dans les region duSW de l’Europe -au Portugal, en
Espagne, aux iles Baleares, dans le SE de la France; ils penet-
rent plus ä l’Est, atteignant la Crimee.
Ainsi, dans le domaine Mediterran&en au Berriasien on peut
distinguer trois provinces pal&ozoogeographique: 1. Alpi-
no-Caucasienne, 2. d’Afrique du Nord et 3. de Mangychlak.
Au cours du Valanginien des ammonites Bore£ales etaient
largement dissemin& dans toute la Mediterranee (THIEULOY,
1977). On rencontre Valanginites (Balcan, SE de la France),
Polyptychites, Dichotomites (SE de la France, Suisse), Platyl-
enticeras (Espagne, Algerie), Craspedites (Suisse) etc. Ce fait
favorise P’affaiblissement de provincialisme des genres d’am-
monites au Valanginien.
Il faut noter, qu’au cours du Valanginien un processus in-
verse se produit: les representants de la faune Tethysienne
aparessent dans le NW de l’Europe (Kemper, Rawson &
THIEULOY, 1981).
Ces faits ont ä leur origine l’Egalisation relative de la tempe-
rature dans les deux domaines: leur Elevation dans le domaine
Boreal et leur abaissement dans la Mediterranee.
Au Mangychlak un complexe d’ammonites Bor£als est pre-
sent: Temnoptychites, Euryptychites, Polyptychites, Dicho-
tomıtes, Neocraspedites, Astieriptychites; Neohoploceras est le
seul genre mediterranen.
Le coefficient de ressemblance entre les complexes d’am-
monites du Caucase et de Mangychlak est de 43%, ces regions
appartiennent donc ä deux domaines differents —- Mediterra-
neen et Boreal.
Dans les bassins situes ä l’Ouest de ceux du Caucase le
changement des complexes d’ammonites est insensible; la dif-
ference observee n’est pas importante du point de vue paleo-
zoogeographique.
En comparant les complexes d’ammonites Valanginiens du
Caucase avec ceux des autres regions Mediterraneennes on
peux conclure:
1. Dans la Mediterranee au Valanginien etaient largement
repandus les genres Neocomites, Thurmanniceras, Kılianella,
Oclostephanus.
2. En Transcaucasie le genre caracteristique Saynoceras est
absent.
3. Au Caucase les genres Neolissoceras, Bochianites, Sara-
sinella, Neohoploceras ne sont pas connus.
4. Le Valanginien est le temps de l’expansion maximal des
genres Boreaux dans la Mediterranee.
Ainsi, au Valanginien dans le domaine Mediterraneen le
provincialisme d’ammonites est assez faible; on peut le sepa-
rer en deux sousdomaines: occidental, marqu£ par P’influence
de la faune «Gondvanien» et oriental, marque par leur absen-
ce. Mangychlak appartient au domaine Boreal.
Au cours de l’Hauterivien l’influence du regne Bor£al est
aussi sensible, particulierement sur le bord Nord de la Medıi-
95]
oo
1657
Fig. 3. Repartition des genres d’Ammonites Hauteriviens:
l: Crioceratites (especes Hauterivien), 2: Pseudothurmannia, 3: Lyticoceras, 4: Acanthodiscus, 5: Ooste-
rella, 6: Subsaynella, 7: genres Boreaux: Speetoniceras, Simbirskites, Craspedodiscus.
terranee (THıEuLoY, 1977). Dans le bassin du Caucase du
Nord sont repandus quelques genres Boreaux, trois d’entre
eux y sont preponderants — Speetoniceras, Simbirskites et
Craspedodiscus.
Au Mangychlak l’Hauterivien-Barremien est presente par
’unite Kougoussem, continentale — lagunaire. En Turkmenie
occidentale persistent de rares ammonites — representants des
genres Leopoldia, Endemoceras, Distoloceras, Acanthodiscus,
Olcostephanus (Rechenie ... 1977). Le complexe d’ammoni-
tes de la Crimee se distingue par la presence de deux genres —
Astieria et Moutoniceras. En Bulgarie apparaissent Elenice-
ras, Suboosterella, etc. Les complexes peu differencies sont
connus dans les Chaines Subalpines, Suisse, Espagne, Sar-
daigne.
En Tunisie ä cote des genres Mediterran&ens persistent
Breistrofferella, Eodesmoceras etc.
En comparant les complexes d’ammonites Hauteriviens des
differentes regions de la Mediterranee, on peut conclure:
1. Dans la Mediterrane ä l’Hauterivien Etaient largement
repandus les genres Acanthodiscus, Crioceratites (especes
Hauteriviennes), Subsaynella, Lyticoceras, Leopoldia, Ooste-
rella, Pseudothurmannia, Balearıtes.
2. Le complexe d’ammonites du Caucase du Nord abonde
par les elements Boreaux particulierement ä l’Hauterivien su-
perieur. Ils persistent aussi en Transcaucasie et en Crim&e; ces
regions avec l’Asie Centrale peuvent reprösenter un sousdo-
maine distinct. Mangychlak, ä cause de !’absence des terrains ä
ammonites reste hors de consideration.
3. Lareste de la partie de la Mediterranee fait un autre sous-
domaine.
Ainsi, a l’Hauterivien dans la domaine Mediterraneen on
distingue deux sousdomaines — occidental et oriental.
Au cours du Barremien dans toute la Mediterranee existe un
complexe d’ammonites, constitu& par des genres guides ayant
une r&partition stratigraphique tres limitee. L’influence Bo-
real est minimale, parce que la faune Barr&mien de ce domaine
est tres appauvrie. Partout dans la Mediterranee sont repan-
dus des genres: Holcodiscus, Barremites, Silesites, Costidis-
cus, Macroscaphites, Hamulina, Crioceratites (especes Bar-
remiens). La differentiation des ammonites s’observe selon les
conditions bathimetriques (Kotetichvili, 1978, 1980).
En Turkmenie occidentale au Barremien superieur appa-
raissent les ammonites; ce sont les representants des genres ca-
racteristiques pour la partie orientale de la Mediterran&e: He-
teroceras, Imerites, Colchidites, Matheronites, Hemihoplites;
persiste genre endemique -— Turkmeniceras. Il est significatif,
que les genres Barremites, Sılesites, Costidiscus, Macroscaphi-
tes sı communs au Barremien sup£rieur dans tous les autres
regions de la Mediterranee sont icı absents. Ce fait avec la per-
sistance du genre Turkmeniceras de l’origine local sert
comme base de separation du bassin Turkmenien en subpro-
vince distincte.
En comparant les complexes d’ammonites Barremien des
differentes regions de la Mediterranee, on peut conclure:
1. Au Barremien dans la Mediterranee est presente un com-
plexe particulier d’ammonites, dont les genres — Barremites,
[997
[ee]
&
Fig. 4. Repartition des genres et familles d’Ammonites Barremiens:
1: Costidiscus, 2: Crioceratites (especes Barremien), 3: Heteroceratidae, 4: Hemihoplites, 5: Barremites, 6:
Holcodiscidae, 7: Silesites, 8: Pulchelliidae.
Silesites, Costidiscus, et meme des familles entieres — Holco-
discidae, Pulchelliidae, Heteroceratidae sont repandus par-
tout dans le domaine.
2. L’influence du domaine Bor£al est minimale.
3. Quelques genres caracteristiques du Barremien supe-
rieur ne s’etendaient pas plus ä l’Est que le Caucase, separant
le bassin Turkmenien par leur absence.
Ainsi, au Barremien dans le domaine Mediterraneen on
peut distinguer une province Alpino-Caucasienne avec une
subprovince Turkmenienne.
A l’Aptien avait lieu la nivellement des conditions non seu-
lement dans le domaine Mediterranden, mais aussi entre ce-
lui-cı et le domaine Boreal. Elle en resulte l’&tablissement
d’une temperature presque egal dans les deux domaines. C’est
pourgoi persiste un complexe d’ammonites commun, dont la
constitution generale — Tetragonites, Cheloniceras, Epichelo-
niceras, Psendohaploceras, Acanthohoplites, Colombiceras,
Hypacanthoplites, Deshayesites, Dufrenoya etc. caracterise
les deux domaines. En ce cas, la persistance des genres end£-
miques singuliers peut etre prise comme base pour la subdivi-
sion paleozoog£ographique.
Deux genres endemiques — Luppovia et Caspianites et la
grande quantite des especes locales, appartenant aux genres
ubiquistes, donnent une base pour distinguer le bassin Turk-
menien comme une subprovince independante.
La persistance du genres «Gondvanien» — Mathoceras et
grande quantite d’especes locales peuvent servir de base pour
classer le bassin d’Afrique du Nord comme un autre subpri-
vince.
L’analyse du complexe d’ammonites Aptien permet de
conclure:
1. A l’Aptien se produit le nivellement de la temperature
dans les deux domaines.
2. Le provincialisme d’ammonites est simultanement abais-
se.
3. Les limites du domaine MEditerraneen sont Elargies, en-
veloppant aussi des bassins de ’Europe Centrale.
Ainsi, a l’Aptien dans le domaine Mediterraneen on peut
distinguer une province Alpino-Caucasien avec deux subpro-
vinces: 1. d’Afrique du Nord et 2. Turkmenienne.
A l’Albien les traits generaux du developpement des am-
monites sont la r&partition ubiquiste des genres Leymeriella
et Douvilleiceras dans l’Albien inferieur et l’&panouissement
de la famille Hoplitidae dans l’Albien moyen et superieur.
«Hoplitid faunal province» (Owen, 1971) s’eteint du bassın
Anglo-Parisien ä travers l’Europe Centrale et Orientale jus-
qu’ä l’Asie Centrale y compris Mangychlak, Ouest Turkme-
nie et Gissar. Le complexe d’ammonites est constitue des gen-
res: Hoplites, Anahoplites, Euhoplites, Epihoplites, Arctho-
plites, Discohoplites, Hyphoplites, Callihoplites, Cleoniceras,
Sonneratia etc. Excepte Hoplitides dans l’Albien persistent
quelques genres ayant la repartition ubiquiste —- Kossmatella,
Beudanticeras, Mortoniceras, Stoliczkaia, Puzosia, Mariella,
Ostlingoceras, Hysteroceras, Oxytropidoceras.
Dans l’Albien le provincialisme d’ammonites est assez fort.
On peut subdiviser le domaine Mediterraneen en deux sous-
domaines — occidental, par la persistance des genres Lyellice-
ras, Brancoceras, Hystatoceras, Mojsisoviczia et oriental— par
Fig. 5. Repartition des genres et familles d’Ammonites Aptiens:
1: Ancyloceratidae, 2: Cheloniceras, 3: Eodouvilleiceras, 4: Parahoplites, 5: Colombiceras, 6: Acanthoho-
plites, 7: Hypacanthoplites, 8: Deshayesites, 9: Dufrenoya, 10: Mathoceras.
be
+
IH SI ERS
eooa>o»
Ss
Fig. 6. Re£partition des genres et familles d’Ammonites Albiens:
1: Kossmatella, 2: Douvilleiceras, 3: Leymeriella, 4: Hoplitidae, 5: Oxytropidoceras, 6: Mortoniceras, 7:
Stoliczkaia, 8: Hysteroceras, 9: Scaphites (especes Albiens), 10: Änemiceras.
eo, Do: a, er,
Fig. 7. Subdivision paleozoog£&ographique des bassins Mediterra-
neens de Berriasien ä l’Hauterivien:
1. Calcaires. 2. Marnes. 3. Gres. 4. Argiles.
a) Berriasien: provinces — 1. Alpino-Caucasienne, 2. d’Afrique du
Nord, 3. deMangychlak; b) Valanginien: sousdomaines - 1. occiden-
tal, 2. oriental; 3. province de Mangychlak du domaine Boreal;
c) Hauterivien: sousdomaines — 1. occidental, 2. oriental.
leur absence. En outre dans le premier la province Alpine et la
province d’Afrique du Nord se distinguent, celle-ci par la per-
sistance de grande quantite des genres «Gondvanien» — Äne-
miceras, Baculıites, Forbesiceras, Flickia, Manuaniceras etc. et
des especes locales des genres ubiquistes, inconnus dans la
province Alpine. Dans le sousdomaine orientale la province
Crimee-Caucasienne est remarquable par la raret€ des Hopli-
tides et la province Turkmenienne inclus Mangychlak par
l’epanouissement des Hoplitides et la persistance des centres
d’origine des genres ä Mangychlak (Vnigriceras, Bellidiscus,
Anadesmoceras) et ä Guissar (Karamaiceras, Gasdaganites).
385
e—2
ET EEE EI TIP
NTIEFTLEFBSEROCIT
(= SET.
Fig. 8. Subdivision paleozoogeographique des bassins Mediterra-
neens de Barremien ä l’Albien (Legende v. fig. 7):
a) Barremien: 1. province Alpino-Caucasienne; la. subprovince
Turkmenienne; b) Aptien: 1. province Alpino-Caucasienne; subpro-
vinces — la. d’Afrique du Nord; Ib. Turkmenienne; c) Albien: pro-
vinces— 1. Alpine, 2. d’Afrique du Nord, 3. Crim&e-Caucasienne, 4.
Turkmenienne.
La comparaison des complexes d’ammonites dans l’Albien
de la Mediterran&e permet de conclure:
1. Le provincialisme d’ammonites dans l’Albien est assez
fort.
2. Des bassins se classent en deux categories suivant que
5 q
P’epanouissement des Hoplitides y est possible ou non.
Ainsi, dans l’Albien de la Mediterran&e on distingue deux
sousdomaines — occidental et oriental; le premier se partage en
deux provinces: 1. Alpine et2. Afrique du Nord; le deuxieme
aussi en deux: 1. Crimee-Caucasienne et 2. Turkmenienne.
En somme, le provincialisme d’ammonites est bien marqu&
dans le domaine Mediterrangen au commencement (Berriasi-
en) et au bout (Albien) du Cretace inferieur.
386
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| Ziteeliann | mo | 387-392 München, 1. Julı 1983 ISSN 0373 - 9627
The Campanian of the European palaeobiogeographical region
V.S. AKIMETZ, V. N. BENJAMOVSKY, LUDMILLA F. KOPAEVICH & DIMITRIJ P. NAIDIN*)
With 1 text figure and 3 tables
ABSTRACT
Within the European palaeobiogeographical region (EPR)
extending from the Atlantic coast of Europe in the west to the
Transcaspian area (Mangyshlak, Ustiurt, Tuarkyr, Western
Kopetdag) in the east a subdivision and correlation of Camp-
anıan deposits for separate regions are made on the basis of
common complexes of fauna.
The paper gives schemes of a biostratigraphic subdivision
of the stage based on macrofauna (belemnites, ammonites,
certain bivalves and echinoids), as well as on microfauna for
the east of the EPR (Mangyshlak, Precaspian). It should be
noted that biostratigraphic boundaries based on macro- and
microfauna do not coincide. We compare our subdivision
schemes of the stage with the schemes of a biostratigraphic
subdivision of the EPR Campanıan established for the north
ofthe GFR (G. Ernst, F. Schmid, W. KocHa. o.); at present
this scheme is the most fully justified. We trace the lower limit
of the Campanian at the top of beds with Marsupites which
are well represented in Mangyshlak and at the base of the so-
called “Pteria beds” of the Russian Platform. Consequently
the Santonian/Campanian boundary is traced within the
Anomalına stelligera zone as understood by Soviet micro-
palaeontologists and within the Bolivinoides strigillatus zone
sensu W. Koch (1977). The Lower/Upper Campanian
boundary is traced, as it is in the west ofthe EPR at the top of
the “Quadratensenon” s. ]. In other words - at the top of the
Gonioteuthis quadrata gracılis & Belemnellocamax mammil-
latus zone. By foraminifers this corresponds to the beginning
of the Cibicidoides aktulagayensis zone in the Russian sche-
mes and the Neoflabellina numismalıs zone in GFR. The re-
placement of Belemnitella by Belemnella gives a sharp upper
boundary to the Campanian. By foraminifers this corres-
ponds to deposits within the Grammostomum incrassatum
incrassatum zone in the Russian scheme and the beginning of
the Neoflabellina reticulata zone of W. Koch in the GFR.
KURZFASSUNG
Ein Korrelationsversuch der Unterstufen des Campan für
die Europäische paläobiogeographische Region vom Atlantik
im Westen bis zur Transkaspischen Region (Mangyshlak,
Ustiurt, Tuarkyr, West-Kopetdag) im Osten wird anhand
gemeinsamer Faunenkomplexe vorgestellt.
Als Zonen-Fossilien werden Belemmiten, Ammoniten,
Echiniden, einige Bivalven sowie die Mikrofauna verwendet;
es wird mit dem für Norddeutschland aufgestellten Schema
von G. Ernst, F. Schmid, W. Koch u. a. verglichen. Die
Untergrenze des Campan wird an die Oberkante der Schich-
ten mit Marsupites (Mangyshlak) und an die Basis der s. g.
“Pteria beds’” der Russischen Tafel belegt. Somit verläuft die
Santon/Campan Grenze innerhalb der Anomalına stelligera
*) V.S. AKIMETZ, V. N. BENJAMOVvsKY, L. F. KOPAEVICH, D. P.
NAIDIN, Moscow University, Faculty of Geology, 117 234
Moscow V-234, USSR.
Zone (im Sinne der sowjetischen Mikropaläontologen) und
innerhalb der Bolivinoides strigillatus Zone (sensuW. Koch,
1977). Die Grenze Unter-/Ober-Campan wird über der Go-
nioteuthis quadrata gracilis und Belemnellocamax mammil-
latus Zone gezogen; dies korrespondiert mit dem Beginn der
Cibicidoides aktulagayensis Zone in den russischen Gliede-
rungen bzw. Neoflabellina numismalis Zone in der nord-
deutschen Gliederung. Die Ablösung der Belemnitella durch
Belemnella ist die scharfe Obergrenze des Campan, dies ent-
spricht Ablagerungen innerhalb der Grammostomum incras-
satum incrassatum Zone der russischen Gliederung bzw. dem
Beginn der Neoflabellina reticulata Zone in Norddeutsch-
land.
During the Late Cretaceous the seas, flooding the Russian
Platform and its palaeozoic framework, made this area part of
the European palaeobiogeographical region (EPR) (Naıpın,
1969, 1979). Over the very wide areas of EPR - from its we-
stern limits at the Atlantic shores in northwestern Europe t6
its eastern parts in Transcaspia-lived the same organisms: be-
lemnites, ammonites, a certain number of bivalves, echino-
derms, bryozoans (VoıGt, 1964, 1967; TROGER, 1981). It
make possible to determine using palaeontological data, to
which stages the Upper Cretaceous sections of the Platform
and its framework belong. More completely studied sections
at present are situated in Western Europe. The very wide su-
blatitudinal area of EPR reflects the climatological zonation
ofthe Late Cretaceous in Eurasia. This basic fact is proved by
the settling of the Late Cretaceous marine invertebrates. The
influence of regional currents on the settling of the fauna is
beyond doubt; A. D. ArkHAnGELsKkY (1916) already stated
this 65 years ago. At present, it is possible by using the distri-
bution of typical necton organısms (belemnites) and plankto-
nic foraminifera to come near the recognition of the pheno-
menon which recent oceanologists call “water mass”. The
combination of the sublatitudinal climatological zonation and
the facts known on the currents and development ofthe water
masses show that within the limits of the seas of EPR the sett-
ling of organisms was not the same everywhere. The character
of the settling of organisms within the limits of parts of the
EPR, including the Platform and the Transcaspian area is well
illustrated by the biogeography of belemnites (Naıpın, 1973,
Figs 1-5). Thus, for instance, specimens of Gonioteuthis s. s.
(Santonian to Lower Campanian) are far more numerous in
=
West Ukraine
= Tyeoselemnella North Donbas, Don Volga
B Junior Neoßselemnella
the western part of EPR (Europe); it has been shown that only
a few isolated gonioteuthids have penetrated into the northern
part of the Mediterranean province. In its eastern part their di-
stribution area wedges out in the shape of a ““tongue” (Fig. 1),
reaching the Don and Donetz basın. They are exceptionally
rare in Crimea. This kind of feature in the distribution of Go-
nioteuthis s. s. does not allow to observe the Gonioteuthis
Zones of the Santonian and Lower Campanian recognised in
the GFR, over a large part of the Platform and the palaeozoic
adjoining areas.
Another example: representatives of the genus Belemnello-
camax (as understood by Namm, 1964, but not by
W.K. CHRristEnsen, 1975 who includes Paractinocamax
Naupın in Belemnellocamax) show a very narrow vertical di-
stribution - limited to the top ofthe Lower Campanian — what
would make them highly valuable for stratigraphic purposes.
Unfortunately they are characterized by a relatively narrow
geographical distribution (northern part of EPR: southern
Sweden, Denmark, north western part of GFR, very rare in
the northern part of the Anglo-Paris basin; within the boun-
dary of the USSR: Lithuania, Volga region, Don basin and
isolated guards in Eastern Precaspia and in Mangyshlak).
The irregularity of the settling of organisms can be shown
by the distribution of benthonic foraminifera. Even only wit-
hin the eastern EPR three groups of species can berecognised:
the first with species which have a diffusion which is almost
the same everywhere, the second with species which have a
different stratigraphic range in different regions, the third
with species which have a narrow local diffusion.
E
North Aral region
m
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IANJMAASTRICHTIA
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TI Belemnellocamax >
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SANTONIAN CAMPAN
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[coniAcian
Lonioteuthis SS
Belemnitella
N
Belemnellocamax (single finds)
4
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o
er nn I esta gar
o,
2
R
Weohtboli ven
CENOMANIANTTURONIAN
Fig. 1.
Stratigraphical and geographical distribution of Late Cretaceous belemnites from eastern EPR,
between Western Ukraine and northern Aral region (on latitude 50°, between 23° & 60° East of Greenwich).
The article here presented brings our subdivision of the de-
posits of the Campanian stage based on micro - and macropa-
laeontological data (Tables 1-3).
A biostratigraphic subdivision for the Campanian of the
Russian Platform has been published not long ago (Naıpın &
KopAevicH, 1977, ParuLov & Namın, 1979, Naıın, 1979).
Here we focus on the Campanian deposits of most eastern
parts of EPR within West Kazakhstant (Eastern Precaspian
region, southeastern projection of the platform; Mangyshlak,
on the palaeozoides). We obtained new data from those areas.
I:
The stratigraphy of the Santonian stage - its boundaries and
subdivision - is the least-worked-on Upper Cretaceous inter-
val in our territory. This is due to a row of circumstances of
which the two principal are: the rarıty of organic remains in
this stratigraphic interval and bad outcrops on a significant
part of EPR (Russian Platform, Crimea). In the well exposed
outcrops of Mangyshlak the Santonian is also poor in fossils.
However, in the section of Shakh-Bogota, the Upper Conia-
cıan beds with /noceramus involutus SOWERBY are directly
overlain by beds containing remains of Inoceramus indulato-
CAMPANIAN Of thE Russian Platform and WESt KAZAKhStAN
GFR:QERNSF: 1979: WK.ChRI- | Russton Platform:
stensen et al ,‚1975,FSchmidg| Belemnttes zones from ;
ERnNSt. 1979, Ernst,Schmid 1979| D Pwaidın, LF Kopaevich, Aktutagg, Shakh-Bogota
1980; H ERNSt.M.-Q.Schul2,1980| 7977 ; D.P. Nardın, 1979 _Suluropy Arsyirtau
TE Precaspian region and Mangyshlax
’
rimmensis/tardiaster
MasmlBelemnella lanceozata \m,|m} | Belemnella licharewi |
RE Belemnitella langei najdini | Da co!
Belemnitelta langeı Belemnitella langei langei | 2 .
SS Bostrychoceras polyplocurl Belemnitella lange minor Z t Ip2
Q salerites vulgaris ” Belemnitella mucronata Z
S Du TE EeaEON \ 2 Br a, Z ha lgan | cp,
E contca/B.mucronata 0%
6gracilis/B.mucronata Gonioteuthis quadrata | ®
E contca /6 gracılıs
gracilis & Belemnellocomax
mammillatus
Galeola papillosa
ee
Galeola senonensis
Offaster pilula alpha
LOWER
Gonıoteuthis quadrata
quadrata & B. mucronata
6.granulataguadrata
Actinocamax laevigafus &
mucronatiformis
SanTtIMarsupites St
3
23
227
I
B 1724
Comioteuthis granulata | t2
2
B- intervals witn well deve-
lopea macrofauna
B-macrofauna ts rare and
poorly preserved
R IAN PLATFORM WEST KAZAKHSTAN
125 (EASTERN PRECASPIAN REGION AND MANGYSHLAK)
+ -
1 1
m, Belemnella licharewi m, Belemnella licharewi
jr zz Jen |
4 Bostrychoceras polyplocum, Trachyscaphites
cep2 pulcherrimus, T. spiniger, Anapachydiscus Belemnitella langei najdini
wittekindi, Pachydiscus oldgami 3-4
===8 cp,
From bottom to top:
cp? B. langei minor (cp2), Belemnitella langei langei
Ken nalen sszsaensscce=e2a mann
cp> Je Narlepe NeeS: Bar cp> Belemnitella langei minor
B. langei najdini (ep,)
4
Hoplitoplacenticeras coesfeldiense, Hopl. Hoplitoplacenticeras coesfeldiense,
a 1 vari, Trachyscaphites (?) gibbus, a 1 Pachydiscus cf. stobaei, Trachyscaphites
P2 Neancyloceras phaleratum, Belemnitella Pz spiniger, B. mucronata mucronata
y p p
mucronata mucronata Below: Inoceramus azerbaidjanensis
+
3 Belemnellocamax mammillatus (NE), Paractinocamax ex. gr. grossouvrei,
ep, Gonioteuthis quadrata gracilis (SW), B. mucronata alpha, Micraster schroederi,
Belemnitella mucronata mucronata Offaster pilula
2-3
ep] Above: Belemnellocamax mammillatus
cp? Gonioteuthis quadrata quadrata (SW),
1 Belemnitella mucronata alpha
—+
G. quadrata quadrata, G. granulata quadrata Act. laevigatus, B. praecursor media,
1 (SW), Actinocamax laevigatus, B. praecursor 1 B. pr. mucronatiformis, Paractinocamax
cp] media, B. pr. mucronatiformis, ep] grossouvrei pseudoalfridi, Offaster pilula,
Paractinocamax grossouvrei, Micraster schroederi, Oxytoma tenuicostata
Oxytoma tenuicostata (Precaspian region)
Marsupites testudinarius (Mangyshlak)
Si: Eee gaammhzcn (NEE) SH Uintacrinus socialis (Mangyshlak)
I
SW, NE = South-Western and North-Eastern parts of EPR within the Russian Platform
390
BEDS WITH FORAMINIFERA
(WEST KAZAKHSTAN)
FORAMINIFERAL ZONATION
V. P. VASSILENKO W. KOCH
(Mangyshlak) (GFR)
Angqulogavelinella gracilis:;
An. gracilis, Cibicidoides bembix,
Neoflabellina reticulata,
Osangularia navarroana
Grammostomum incra- Neoflabellına
ssatum incrassatum
Brotzenella taylorensis:
taylorensis, Bolivina incrassata incrassata
flabellina praereticulata
Bolivina kalinini:
B. kalinini, Bolivinoides draco miliaris,
Gemmelides orcinus
Cibicides voltzianus: Bolivinoides draco
„cb. voltzianus, miliar
Grammostomum kalınini, Bl. draco miliaris,
Bolivina incrassata
incrassata,
Neoflabellina
praereticulata
Anomalina cayexi,
Cibicides orcinus,
Bolivinoides draco
miliaris
Gavelinella clementiana clementiana:
G. clementiana clementiana,
1 Gavelinella dainae,
ep] Stensioveina pommerana,
Neoflabellina rugosa
„ | Cibicidoides voltzianus
cp, Orbignyna inflata, Cb. voltzianus, Gavelinella
= clementiana laevigata, Globorotalites emdyensis
Brotzenella monterelensis: Cibicides Neoflabellına
1 Orbignyna ovata, Or. sacheri, aktulagayensis: numismalis:
cp, Br. monterelensis, Br. menneri cb. aktulagayensis, N. numismalis,
= An. monterelensis, Bolivinoides
Or. sacheri laevigatus
Cibicidoides aktulagayensis: Cibicides temirensis: Bolivinoides decoratus:
Cb. aktulagayensis Cb. temirensis, Bl. decoratus, |
cb. aktulagayensis Bl. granulatus,
exbretaoldestemizenszer (above), Neoflabellina rugosa |
Cb. temirensis 23 RR
2-3 Stensioeina pommerana
ee (ee ee Se ae
Bolivinoides decoratus:
Ataxophragmium compactum caspium,
Bl. decoratus, Bl. granulatus,
Osangularia cordieriana
a ee ee ae
Anomalina stelligera Bolivinoides
Anomalina stelligera, strigillatus:
A. costulata Stensioveina granulata
above: Anomalina granulata,
clemantiana clementiana, St. granulata perfecta;
above: Gavelinella
clementiana,
Bolivinoides
strigillatus
Gavelinella stelligera:
St, Ataxophragmium orbygnynaeformis,
G. stelligera, Bolivinoides strigillatus
Osangularia
plicatus ROEMER, a species characteristic for the Lower Santo-
nıan Zone of Western Europe. The upper Santonian boun-
dary in Mangyshlak we consider to be very clearly expressed.
It consist ofa double macropalaeontological horizon of only a
few metres: the lower part contains remains of Uintacrinus
socialis GRINNELL, the upper part plates, arms and even com-
plete thecae of another crinoid, Marsupites testudinarins
(SCHLOTHEIM). This horizon we place in the Upper Santonian
of the three-membered subdivision of the stage used in We-
stern Europe; so far, we cannot divide the lower Santonian
deposits in the lower and middle members of that same subdi-
vision. In the section without hiatus of Shakh-Bogota we con-
sider the Santonian to begin with the beds of /. undulatopli-
catus and at the top are the first appearance of Uintacrinus;
thus we define the Lower Santonian. We have written pre-
viously (AKıMETZz et al., 1979; Naıpın & Ivannıkov, 1980) that
in Mangyshlak it is advisable to put the boundary between the
Santonian and the Campanian at the top of the Marsupites
beds. This placement would be in accordance with the under-
standing of the larger part oftheresearchers working on litho-
logically, palaeontologically and biostratigraphically well do-
cumented sections in the Santonian and Campanian of the
GFR. We consider that the sections in GFR are fulfilling
those requirements. Substantiation of such a placement of the
Santonıan/Campanıan boundary can be found in the paper by
ParuLov & Naıpin (1979, pp. 7-23). Clearly, indeed the pla-
cement of the Santonian/Campanian boundary at the top of
Marsupites beds, based solely on macropalaeontological data,
has a real possibility of becoming one of the accepted Upper
Cretaceous boundaries. The outcrops at the stratotypes, as
shown in the article of Akımerz et al. (1979: 119) do not help
to solve the question of this boundary.
-- - - - - - - - - -- Stensioeina pommerana,
Bolivinoides
strigillatus
Not long ago, Woon (1981) after studying the sections
from North England (Yorkshire, Lincolnshire, Norfolk) and
Northern Ireland also put the Santonian/Campanian boun-
dary at the top of the Marsupites beds.
According to foraminiferal data this boundary lies within
the deposits of the Anomalina stelligera zone s. |. (VAsSIıLEN-
ko, 1961; TRIFONoV & VAssıLENKO, 1963) and within the Boli-
vinoides strigillatus zone (Koch, 1977). A more detailed sub-
division into three members has been published recently
(Akmerz et al, 1979) and has been followed in the present
work (Table 3). According to this subdivision the boundary
falls within the Gavelinella stelligera beds.
On the Russian Platform the position of the Santo-
nıan/Campanian boundary has been usually related to the po-
sition of the “Pteria beds” (the beds containing Oxytoma
(Pteria) tenuicostata (ROEMER)). This is one of the basic pro-
blems of the Upper Cretaceous stratigraphy of the Platform.
Remains of pteriids have a wide and massive distribution and
can even be seen in borehole cores. In this way the Pteria beds
have acquired the significance of an important stratigraphic
marker. Some new data on the problem of the Pteria beds
have recently been published (Akımerz et al., 1978, 1979; Pa-
puLov & Namın, 1979; Naıpın & Ivannıkov, 1980). Those
data prove that the Pteria beds belong to the beginning of the
Campanian; they prove that the correlation used by a series of
authors of those beds with the Marsupites beds cannot be
upheld. The Marsupites beds, as has been shown above,
forms the top of the Santonian, and consequently they are
stratigraphically lower than the Pteria beds of the platform.
Our data on the distribution of benthonic foraminifera al-
low a more precise correlation between the Marsupites beds
of Mangyshlak and the Pteria beds of the Precaspian region.
The interval of the section called “Pteria beds” of the Rus-
sıian Platform is equivalent to the Gavelinella clementiana
clementiana beds (upper part of the Anomalina stelligera
zone), resting directly on the Gavelinella stelligera beds
(Table 3).
In Mangyshlak full sections between the Marsupites beds
and the Gavelinella clementiana clementiana beds a 2-4 m
thick sequence (the topmost part of the Gavelinella stelligera
beds) is recognisable. Very probably this sequence corres-
ponds with that recognised in Southern England immediately
above the deposits with the last Marsupites — the beds with
Uintacrinus anglicus (BRYDONE) RAsMussen (RASMUSSEN, 1961;
MORTIMORE, 1981). According to MORTIMORE (1981: 12) their
thickness is about 2-3 m.
Koch (1977) places the lower boundary of the Campanian
stage within the deposits of the Bolivinoides strigillatus zone,
slightly lower than the first appearance of Gavelimella cle-
mentiana and Stensioeina pommerana, which in our under-
standing correlate with the lower boundary of the Gaveli-
nella clementiana clementiana beds.
In Mangyshlak the Campanian is represented mainly by
chalks, chalky marls and marls (thikness 70-200 m). Hard-
ground surfaces are common.
In the Eastern Precaspian region the deposits of this stage
are specific marls, offen pyritised; their thickness is
150-250 m.
The Campanian deposits in Mangyshlak and in the
Eastern Precaspian region contain rare belemnite guards and
ammonites. Using those the Campanian of both regions can
be biostratigraphically subdivided; the resulting subdivision
391
can be compared with that used in GFR, in Western Ukraine,
in the Dnieper-Donetz basın and in the Volga region (Ta-
ble 1).
A very important part of the Campanian fauna of Man-
gyshlak are the echinoderms. Remains of asteroids, ophiuro-
ids are not rare, in places crinoids are common, but especially
abundant are the echinoids. However only a few representati-
ves of the echinoids and crinoids have significance for the
subdivision of the sections and for their correlation with other
regions.
The lower Upper Campanian (cp}) contains few macro-
fossils; therefore, the boundary between the substage is based
on foraminifera. It lies at the beginning of the Brotzenella
monterelensis beds. If we apply different micropalaeontolo-
gical subdivisions, the boundary is situated at the beginning
of Cibicidoides aktualagayensis zone (VAssıLenko, 1961; Trı-
FONOV & VASSILENKO, 1963) or atthe Neoflabellina numisma-
lıs Zone (Koch, 1977).
The uppermost Upper Campanian can be subdivided in
subzones using subspecies of Belemnitella langei which cor-
relates with foraminiferal beds (Tables 2,3). The upper
boundary of the Campanian in the eastern part of EPR is
strongly expressed: from massive finds of Belemnitella spe-
cies of the group langei there is a sudden (in the sections there
is no hiatus visible) turnover into Belemnella species (Ta-
ble 2). Applied to foraminifera this means that this turnovers
point lies within the Angulogavelinella gracilis beds. In the
VassıLENKO scheme 1961 the boundary is placed in the lower
part of the Grammostumum incrassatum incrassatum zone;
Koch (1977) places itatthe beginning ofthe Neoflabellina re-
ticulata zone.
REREERENCHES
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393
| Zilina | 10 | 393-394 München, 1. juli 1983 ISSN 0373 — 9627
Cretaceous succession of insect assemblages in China
LIN QI-BIN*)
INTRODUCTION
The Cretaceous non-marine sediments are well developed
both in North and South China and yield the richest insect
fossils in East Asia. The Johol fauna carrying insect, Ostraco-
da, Conchostraca, Bivalvıa, Gastropoda and fish fossils is
well known as notable animal remains in the world, because it
appears to have been widely spread over North and East
China and extensively used for the examination of specific
ages and the correlation of rocks in various parts of China in
paleontological researches. Since 1923, in addition to the pu-
blication of “Cretaceous Fossils from Shantung”’ anumber of
insect fossil materials have been collected and studied, such as
a Cretaceous beetle, Umenocoleus sinuatus from Gansu pro-
vince described by CHen et T’an (1973). A few insect fossils,
IICORTOCFAVA
This assemblage is considered to be Lower Cretaceous,
composed mainly of Coptoclava longipoda, Mesolygaous
laiyangensis, Mesoblattina sinica, Chironomapsıs gracilıs, Si-
nosirex gigantea, Sinaeschnidia heishankowensis, Clypo-
stemma xyphiale, Ratiticorixa stenorhinchis, Vulcanicorixa
dorylis and Penaphis circa including the following forma-
tions: Dalazı Formation of Jilin Province, Shahai Formation
of Liaoning Province, Laiyang Formation of Shantung Pro-
vince, Lushangfen Formation of Beijing, the upper member
of Shouchang Formation in Zhejiang Province, Huoshangpu
Formation of Shanxi Province and Xiagou Formation of
Gansu Province. The shale or mudstone in these formations
are generally thickbedded and rich in insect fossils.
Among the significant species are Coptoclava longipoda,
Mesolygaous laiyangensis and Mesoblattina sinica. A number
*) Nanjıng Institute of Geology and Palaeontology, Academia Sini-
ca, Chi-Ming-Ssu, Nanjing, China.
Sinosirex gigantea and Sinoeschnidea heishankowensis, des-
cribed by Hong (1975) from Hebei and several insects recor-
ded later by Hong and Wang from other Lower Cretaceous
beds of Inner Mongolia and Hebei Province; more recently,
the present writer made a discovery of still more fossil insects
of the same age from some important localities and described
more than fifty-two species (Ln, 1976, 1978, 1980).
Based on these studies and concerned with the informations
about other anımal or plant fossils, the insect of the Creta-
ceous in China can be grouped into three assemblages, the
succession of which is briefly given below: 1. Coptoclava as-
semblage, 2. Solusiparorpa assemblage and 3. Siculocorixa
assemblage.
ASSEMBLAGE
of Coptoclava longipoda larvae in the Dalazi Formation
which are known as a kind of younger beettle. So far as
knowns, the formation is one of the definitely established
Cretaceous beds in China. In some outcrops of this forma-
tion, abundant larvae of Coptoclava longipoda have been
found with no other insect fossils being associated with them.
But in other outcrops of the formations of this assemblage,
they were found in association with Mesoblattina sinica, Chi-
ronomapsis gracilis, Mesolygaous laiyangensis etc. As one of
the important elements in the assemblage, appears to have
been widely spread over North and East China. However, as
these younger larval beettles were not well-preserved, many
younger geologists, sometimes, incorrectly identified them as
Ephemeropsis trisetalis when they are on field work.
394
2» SOLUSIPARORPA ASSEMBLAGE
This assemblage is one more insect fauna of Lower Creta-
ceous, probably representing late Lower Cretaceous. Forma-
tions such as Guantou and Zhaochuan in Zhejiang Province,
the upper member of Yantang Formation in Anhwei Province
and Zhongou Formation of Gansu Province belong to this as-
semblage, in which are contained important elements: Solusi-
parorpa gibbidorsa, Chiromomaptera melanura and Tapha-
erıs turgıs.
3,SICUÜLOCORIXA ASSEMBELAGE
In the Upper Cretaceous, this assemblage is represented by
the formation of Juezhou Group of Zhejiang Province. The
insect bed lies at the middle of the group, carrying dominant
element Siculicorixa estria and others such as Clypostemma
limna and Prionocephale deplanae. In the Upper Cretaceous
insect bed in Xingning region of Guangdong Province was
also found Siculicorixa estria. Although this assemblage is
very little known in China, its non-marine sediments of Cre-
taceous were well developed. Hence, a very rich content of in-
sect remains may be expected in the beds of Upper Creta-
ceous.
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Be München, 1.Jal 198 ISSN 03739627
395
Non-marine Ostracod biogeographical regions of the early
Cretaceous in China
By
YE CHUN-HUI*)
With 1 text figure
ABSTRACT
The investigations of the non-marıne ostracods of the early
Cretaceous in China (predominantly representatives of the
superfamily Cypridacea) permit a subdivision into two large
paleobiogeographical regions, each of which can be divided
again into three subregions. The assemblages of these regions
are characterized. In addition to numerous endemic forms the
fauna in the province of North China can be related to those
of Central Sibirian region and Mongolia. The province of
South China reveals interconnexions with the Centralasia-
tic-Southrussian province. A warm, subtropical climate is
suggested for both provinces.
KURZFASSUNG
Die Untersuchungen der nicht marinen Ostrakoden der
Unterkreide in China (meistens Vertreter der Überfamilie
Cypridacea) gestatten eine Einteilung in 2 große palaeobio-
geographische Regionen in denen jeweils wieder 3 Unterre-
gionen ausgeschieden werden. Die Vergesellschaftungen die-
ser Unterzonen werden charakterisiert. Neben vielen ende-
mischen Formen zeigen die Faunen in der nordchinesischen
Provinz Beziehungen zur mittel-sibirischen Region und zur
Mongolei, während die südchinesische Provinz Gemeinsam-
keiten mit der mittelasiatischen-südrussischen Provinz auf-
weist. Für beide wird ein warmes, subtropisches Klima disku-
tiert.
IEARTIYZEREPACEOUSINONZMARINE OSTRACOD-ASSEMBEAGE
IUNIDIBIOGEO GERA BHICATESREGIONSAINSCHINA
Between the late Jurassic and late Cretaceous, there were
about 30 genera and 350 species of non-marine ostracodes in
continental sediments over most of the territory of China.
Most of them fall into superfamily Cypridacea except a few
which are involved in superfamily Cytheracea. The early Cre-
taceous non-marine ostracod fauna is widely distributed in
two different biogeographical regions: The North China and
The South China regions, with the Mts. Tianshan, Qilian,
Qinling, Wuniu and Dabei as their borderland. In geography
the former includes North-Eastern China, Northern China,
Shandong, Shanxi, Shaanxi, Inner Mongolia, Ningxia, Gan-
su, Zhungeer Basin of Xinjiang and the north of Jiangsu, An-
hui. The latter covers South-Central and South-Eastern Chi-
*) YE CHUN-HUI, Institute of Geology and Palaeontology, Acade-
mia Sinica, Chi-Ming-Ssu, Nanjıng, China.
na, Tarım Basin of Xinjiang, Qinghai, Zhejiang, the south of
Anhui and Jiangsu.
The North China region is characterized by the high diver-
sity of complex-ornamented Cypridea and the presence of
genera Mongolianella, Luanpingella, Zonocypris and Can-
dona throughout the early Cretaceous and it may be separa-
ted into the Innerland Area (I,) and the Circulated-Pacific
Area (],).
The South China region differs from the North China re-
gion in the appearance of Jinggnella, Monosulcocypris and
Pinnocypridea; the genus Cypridea in this region carries
simple ornaments. Based on the endemic species, it may be
divided into the Borderland area of Mediterranian (II), the
Innerland area (II,) and the Circulated-Pacific area (II,). (see
fig. 1).
396
70 E7
een —— BE
110
Map of Nonmarine Ostracod Sr Regions
of Early Cretaceous in ind
ı Innerland Area
IzCirculafed-Pacific Area
IT south China Region
I, Circulated-Pacific Area
I» Innerland Area
I: Borderiand Area of Mediterranian
SE
=“
|I North China Region /
a
TORE
1
A. The early Cretaceous non-marine ostracodes of the
South China region can be separated into three ostracod as-
semblages:
1. Jingguella-Pinnocypridea-Darwinula assemblage of
early Cretacous;
2. Cypridea-Mongolianella-Darwinula
middle early Cretaceous;
3. Cypridea (Morinia) — C. (Bisulcocypridea)-Monosulco-
cypris assemblage of late sad Cretaceous.
assemblage of
1. The Jingguella-Pinnocypridea-Darwinula assemblage is
characterized by the appearance of great number of Jingguella
including many subgenera, such as Jingguella (Jingguella), J.
(Minheella), J. (Jiangenia) and anumber of Darwinula, Da-
monella, Pinnocypridea and Cypridea which are in posses-
sion of faint beak and notch. The age of the ostracod assem-
blage is supposed to be early early Cretaceous, corresponding
to the Berriasian of Western Europe, and also probably late
Portlandian.
The Chenggiangyan Group of Sichuan within the Border-
land area of Mediterranian of the South China region is atypı-
cal bed that contains the first ostracod assemblage. The other
formation containing this ostracod fauna is the lower part of
Qiapushaliang formation of Tarım Basin, Xianjiang; the Da-
tonghe formation of Minhe Basin, Qinghai; the Jinxing for-
mation of Lanping-Simaoo district and the Gaofengshi for-
mation of Chuxiong district, Yunnan. With the exception of
these, there are individual elements of the first ostracod as-
semblage to be found in the Yuantang formation of Southern
Anhui and its equivalent continental deposits in Central Asia,
USSR.
2. The Cypridea-Mongolianella-Darwinula assemblage is
the middle early Cretaceous ostracod fauna of the South
China region. Among the main characters of this ostracod as-
semblage are the simple ornaments of Cypridea and amoder-
ate number of Darwinula, Rhinocypris, Ziziphocypris and
Damonella. Of great significance determining the age of this
ostracod assemblage is the frequent appearence of Cypridea
(Ulwellia) panlsgrovensis ANDERSON, C. (U.) minevensis
AnDERson which are the important members of ostracod as-
semblages of Wadhurst Clay (middle Valanginian) in Eng-
land. According to the data above, this ostracod assemblage is
referred to middle early Cretaceous in age and it is considered
to be equivalent to Valanginian to Barremian in Western
Europe.
Most typical strata that contain the second ostracod assem-
blage is the Puchanghe formation of Yunnan. The other for-
mations that contain individual elements of them are the Gu-
dian formation of Sichuan; the lower subgroup of Hekou
Group of Minhe Basin, Qinghai and the upper part of Shou-
chang formation from Zhejiang. The first and the second
ostracod assemblages have not been discovered so far in the
Innerland area of the South China region.
3. Cypridea (Morinia) - C. (Bisulcocypridea) - Monosulco-
cypris assemblage is the late early Cretaceous ostracod fauna
in the South China region which is characterized by Cypridea
(Morinia) associated with Cypridea (Bisulcocypridea) which
is the common member of late early Cretaceous (Aptian to
Albian) non-marine ostracods all over the country. In addıi-
tion, there is higher development of small carapace forms of
Darwinula and of genus Monosulcocypris which is widely di-
stributed in the red beds of the South China region.
The widespread late early Cretaceous ostracod assemblage
can be compared with each other in the South China region
where the endemic species came into existence especially in
the Innerland area (II).
The strata containing this ostracod assemblage are the Ma-
toushan formation and Mangang formation of Yunnan; the
upper subgroup of Hekou group, Minhe Basin of Qinghai;
the Qijiahe formation and Dongjing formation of Hunan;
Ningxiang formation of Hubei; Huizhou formation of Sou-
thern Anhui; Huoko formation of Fujian and Guantou for-
mation of Zhejıang.
It is worth mentioning that an important ostracod assem-
blage which is characterized by Cyprıidea (Morinia) associa-
ted with Monosulcocypris is usually present in the lower part
of some strata, such as the lower part of Huizhou formation
and the Hengshan formation.
B. The early Cretaceous non-marine ostracodes of the
North China region can also be divided into three ostracod as-
semblages:
1. Cypridea-Luanpingella-Eoparacypris assemblage;
2. Cypridea-Yumenia-Mongolianella assemblage;
3. Cypridea-“Lycopterocypris”-Mongolocypris assembla-
ge.
1. The Cypridea-Luanpingella-Eoparacypris assemblage
contains a poor number of Cypridea which has complex or-
naments and only a few kinds of Cypridea (Cypridea) and
C. (Cyamocypris) are present. In addition, genus Luanpin-
gella is an important member in this ostracod assemblage.
The Dabeigou formation of Northern Hebei and the Che-
Jinpu formation of Ganxu are of typical Cypridea-Luanpin-
gella-Eoparacypris ostracod assemblage. The ostracod faunas
of the other equivalent strata in the North China region are
more or less distincet from them.
It is particularly significant that Eoparacypris jingshanensıs
Yang and Cypridea sulcata MANDELSTAM of the Dabeigou
formation are very similar to Eoparacypris macroselina An-
DERSON and C'ypridea bimammata (HaARrBORT) in the Berria-
sian stage of Southern England. For thisreason, it is justifiable
to say that the Cypridea-Eoparacypris-Luanpingella assem-
397
blage is the earliest non-marine ostracod fauna of the Cretace-
ous in the North China region and is considered to be con-
temporaneous with the first ostracod assemblage of the South
China region.
2. Unlike the first ostracod assemblage of early Cretaceous
the Cypridea-Yumenia-Mongolianella assemblage is charac-
terized by the high diversity of forms and the complex-orna-
mentations in Cypridea. In addition to Cypridea (Cypridea),
there are Cypridea (Morinia), C. (Ulwellia), C. (Cyamocyp-
rıs), C. (Bisulcocypridea) and Yumenia (including to Cypri-
dea (Yumenia) before). The Diwopu formation or Xiagou
formation of Ganxu isatypical bed in the North Chinaregion
which has a lot of such ostracod faunas. The other equivalent
formations of the North China region are the Jiufutang for-
mation of Western Liaoning, the Guyan formation of Inner
Mongolia, the upper part of the Zhidan group of Ertoushi has
the some ostracod fauna but the individual elements of them
may be absent in some formations.
It should be noted that some species of Cypridea in the se-
cond ostracod assemblage are similar to those of England,
i.. e. Cypridea koskulensis resembles Cypridea bogdensıs,
Cypridea setina gansnensis Ye is similar to Cypridea setına
ÄANDERSON, Cypridea changmaensis Ye is similar to Cypridea
dolobrata angulata MarTın, Cypridea (Bisulcocypridea) sub-
chuxiongensis YE to Cypridea (Bisulcocypridea) frithwaldi
Anoerson. All of these English species of Cypridea occur in
Valanginian to Barremian stage of Lower Cretaceous. On this
base, the second ostracod assemblage should be refered to the
middle early Cretaceous in age and may be equivalent to the
Valanginian to Barremian stages of Western Europe.
3. The Cypridea-“Lycopterocypris”-Mongolocypris as-
semblage is the late early Cretaceous fauna in the North China
region. The character of this ostracod assemblage is allied to
the third ostracod assemblage of the South China region in the
appearence of Cypridea (Morinia) associated with Cypridea
(Bisulcocypridea). However because of the presence of Zono-
cypris, Candona and a great number of Mongolocypris, itmay
be able to differentiate from the South China region.
The strata containing the third ostracod assemblage are the
Zhonggou formation of Gansu, the upper part of Liupanshan
group, Ningxia; the upper part of Qingshan formation,
Shandong; Sunjiawan formation of western Liaoning; the lo-
wer part of Songhuajiang group, Songliao Plaint and Dalajı
formation and Tongfushi formation of Yianjıa district, Jiling.
II. PROBLEMS AND DISCUSSION
1. The early and middle early Cretaceous non-marine
ostracod fauna of the North China region is similar to the
ostracod assemblages of Mongolia, the East Asian region and
the Middle Siberian region of USSR and the Circum-polar
belt of Europe (Anperson, 1973), that means the North Cir-
cum-Polar Province.
The non-marine ostracod fauna of the South China region
resembles the ostracod fauna of Middle Asian region of
USSR. Both remain to have Asıan endemic character. It seems
that the South China region of China and the Middle-Asıan
region of USSR are of the same ostracod biogeographical pro-
vince which is the transition between the North Circum-Po-
lar Province and the South Circum-Polar Province.
During the late early Cretaceous, the ostracod assemblages
of both regions has their own endemic species, but the resem-
blance between the North China region and the South China
region as shown in Cypridea (Morinia) associated with Cy-
pridea (Bisulcocypridea) is an important character which is
commonly seen from Lebanon, Turkman of USSR, the USA,
England and Congo, that is the North and the South of the
398
circum-polar belt (Anperson, 1973). For this reason, it can-
not be stated with certainty whether the endemic species of
both regions at this age are characteristic enough to separate
China into the North China region and the South China re-
gion or wether the whole China belongs to only one ostracod
biogeographical region.
2. The border line between the North China region and the
South China region should be designated the direction of pa-
leo-latitute. If this assumption is correct the North-polar of
Cretaceous would be situated in the area Eastward to the pre-
sent North-polar, while the South-polar would be at the west
to the present South-polar.
3. The distribution of early Cretaceous non-marine ostra-
cod fauna may be connected with the temperature-climatic
zones. During the early and middle early Cretaceous, the
North China region was connected with the Northern cir-
cum-polar belt (Anperson, 1973). It is situated in the same
paleo-latitude and has a high diversity of complex-ornamen-
ted C'ypridea. ANDERSON (1973) stated that the climate of the
Cypridea belt was similar to that which is now found in the
Southern Mediterranean-North African area and it was a
nearly sub-tropical climate. Accordingtothedevelopment of
light-colour deposits and of coalbearing beds and in addition
to the palynological data, we suggest that the North China re-
gion may be of nearly sub-tropical character, as ANDERSON
thought to be, with more or less wet climate.
During the early early Cretaceous red beds dominated all
over most of the South China region. The ostracod fauna of
this region bears the character of Asia-endemic species. Some
of them occur recently in South Africa and Southern Brazil.
On the other hand, the genus Cypridea is not so frequent in
this region and carries simple ornamentation. All of this seem
to show that ıt is nearly sub-tropical with dry and hot climate.
In middle early Cretaceous of the same region, there are
many light-colour deposits alternating with red beds and the
ostracod fauna of the South China region has some Asian en-
demic species, but some species of Cypridea are similar to
those ın England. On the basis of selected data discussed ab-
ove, the climate of the South China region at this time may be
sub-tropical, alternating dry with wet climate.
During the late early Cretaceous, it is not known whether
both ofthe North China and the South China regions may be-
long to northern circum-polar belt of Anperson (1973) or
not. The presence of widespread red beds and of the genus
Zonocypris which ıs a living genus of Africa may indicate that
the climate of both regions was hotter and drier i. e., nearly a
sub-tropical climate.
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399
ISSN 0373 — 9627
Lower Cretaceous bivalve biostratigraphy of Antarctica
J-. ALISTAIR CRAME*)
With 7 text figures and 1 table
ABSTRACT
A preliminary sequence of inoceramid and buchüid bivalves
can now be established for the Lower Cretaceous of Antarcti-
ca. Although taxonomic studies have yet to be completed, it is
evident that there are representatives of several widespread
species groups. On Alexander Island the Berriasian /. ovatns
group is succeeded by the neocomiensis, concentricus and an-
glicus groups, which collectively have a Barremian-Albian
age-range. The neocomiensis and concentricus groups are also
present on James Ross Island and the latter may occur in Pata-
gonia too. Valanginian-Barremian /noceramus species are
poorly represented, but there are records of both the /. hete-
ropterus group (Hauterivian-Albian?) and /. cf. anomiae-
formis (Hauterivian-Barremian) from Annenkov Island.
The lack of any Lower Cretaceous Buchia species in An-
tarctica may be further evidence of a stratigraphic hiatus du-
ring part of the Neocomian. There are, however, many Bar-
remian-Albian buchiids referrable to the genus Aucellina.
The A. andina-radiatostriata group is of particular impor-
tance as it occurs in all the major basins of deposition and can
be used for local correlations.
A further characteristic element of Antarctic Lower Creta-
ceous faunas is the genus Anopaea. Its apparent confinement
within the Southern Hemisphere to the Antarctic region indi-
cates that at least some inoceramids had a much more restric-
ted distribution.
KURZFASSUNG
In der Unterkreide der Antarktis kann eine vorläufige Ab-
folge mit Inoceramen und Buchiiden aufgestellt werden.
Obwohl taxonomische Untersuchungen noch vervollständigt
werden müssen, zeigt es sich, daß einige überregional weit-
verbreitete Artgruppen vorkommen. Auf der Alexander-In-
sel folgen über der im Berrias auftretenden 7. ovatus Gruppe
die I. neocomensis, I. concentricus und die /. anglicus
Gruppen, die zusammen ein Barreme bis Alb Alter anzeigen.
Die /. neocomiensis und die /. concentricus Gruppen finden
sich auch auf der James Ross Insel, letztere kommt ebenfalls
in Patagonien vor. Inoceramus-Arten aus dem Valangin-Bar-
reme sind schwach vertreten, jedoch gibt es Funde sowohl
der /. heteropterus Gruppe (Hauterive-Alb) als auch von 7.
cf. anomiaeformis (Hauterive-Barreme) auf der Annenkov-
Insel.
*) J. A. CRAME, British Antarctic Survey, Natural Environment Re-
search Council, High Cross, Madingley Road, Cambridge CB3
OET, England.
Das Fehlen von Unter-Kreide Buchia -Arten in der Antark-
tis mag ein weiterer Hinweis sein für stratigraphische Lücken
im Neokom. Es gibt jedoch Vertreter der Buchiiden, typisch
für das Barreme-Alb, die der Gattung Aucellina angehören.
Die A. andina-radiatostriata-Gruppe ist von besonderer
Bedeutung, da sie in allen großen Ablagerungsbecken auftritt
und für lokale Korrelationen benutzt werden kann. Ein wei-
teres charakteristisches Element der unterkretazischen Fauna
in der Antarktis ist die Gattung Anopaea. Die offensichtliche
Beschränkung dieser Gattung auf die Antarktis innerhalb der
südlichen Hemisphäre zeigt, daß zumindest einige Inocera-
men eine regional sehr eingeengte Verbreitung besaßen.
400
I. INTRODUCTION
Lower Cretaceous marine sediments can be traced along
the Antarctic Peninsula, through the Scotia arc, and into
southern South America (Fig. 1). Study of their biostratigra-
phy is of particular importance for they document both the
early stages of break-up of the central regions of Gondwana,
and the establishment of new marine biogeographic patterns
that this entailed. To complement existing ammonite studies
(THomson, this volume), a preliminary bivalve zonation of
ALEXANDER
“
these Lower Cretaceous strata has now been established. This
is necessarily incomplete, for taxonomic studies of anumber
of key groups are still in progress. The scheme is at present ba-
sed on the two commonest groups, the inoceramids and bu-
chiids, but it is hoped that it will eventually be extended to in-
clude other common types, such as the parallelodontids, pec-
tinids and trigonuds.
SOUTH GEORGIA
ala 55
ISLAND
AS JAMES ROSS
ISLAND
Fig. 1. Locality map for the Antarctic Peninsula-Scotia arc-Patagonia region.
I. ALEXANDER «ISEAND
The Fossil Bluff Formation forms a narrow but continuous
strip along the eastern margin of Alexander Island (Figs. 1 &
2). Composed of a variety of fine- to coarse-grained clastic
and volcaniclastic sediments, it has a probable thickness of at
least 5000 m and an approximate age-range of Kimmerid-
gian-Albian. Current interpretations suggest that the sedi-
ments accumulated in a fore-arc basin marginal to an extensive
volcanic arc trending along the axis of the Antarctic Peninsula
(Tayıor, THoMsoNn & WiırLev 1979).
Antarctic Jurassic inoceramid faunas are dominated by
members of the genus Retroceramus. The latest species,
R. everesti (OPrreL), occurs in the highest Tithonian strata of
the Fossil Bluff Formation at Callısto Cliffs (Figs. 2 & 3), and
at both this locality and Tombaugh Cliffs (Figs. 2 & 3) can be
traced up into strata of probable early Berriasian age (CrAME
1982) (Fig. 3). At an approximately equivalent level in the
Ablation Valley section (Fig. 3), the first inoceramids refer-
rable to the genus /noceramus occur in close association with
£%. ABLATION
* VALLEY
;CALLISTO CLIFFS
OMBAUGH
CLIFFS
LOWER
1: CRETACEOUS
C//AuPPER
Eee
E PRE-JURASSIC
Fig. 2. Geological map ofthe central east coast of Alexander Island.
- The Upper Jurassic and Lower Cretaceous strata constitute the Fos-
sil Bluff Formation.
KEYSTONE
CLIFFS
An.cf.
mandibula, WAITABIT
CLIFFS
l.anglicus gp.!
=
o I. cf. concentricusl
ö FOSSIL BLUFF
r LOC.R
o
Q
o LOC.D
c
2 I.neocomiensis gp.| 4
< =
8
N,
®
' v)
\ =
D c
<
500
ONGLOMERATE
Fig. 3. Stratigraphic occurrences and ranges of inoceramid and buchiid bivalves on the central east coast of
Alexander Island. Thesymbols / and C on the right hand side of the diagram indicate the approximate posi-
401
a Berriasian (Haplophylloceras - Bochianites) ammonite as-
semblage. The best-preserved of these specimens, which is
small, slightly inequivalve and has a distinctive elongate-pyri-
form outline, can be referred to a group of species centred
around /. ovatus STANToN. This species has a Neocomian
(Berriasian-Valanginian) age in California and Siberia (An-
DERSON 1938; ZAKHAROV 1968).
Although the uppermost beds of the Ablation Valley and
Tombaugh Cliffs sections are not well exposed, it is likely that
they correlate with a level just below the base of the section at
locality K (Fig. 3). Diagnostic fossils are scarce at the latter
locality, apart from specimens of an inoceramid that has been
referred to the genus Anopaea. Rounded wedge-shaped in
outline and with a distinctive anterior sulcus and lunule, this
genus is interpreted as having been functionally endobyssate
(CRAME, 1981). It characterizes the Upper Jurassic - Lower
Cretaceous Boreal Realm of the Northern Hemisphere and
may well have a mirror-image distribution in high latitude re-
gions of the Southern Hemisphere. The two Jurassic species
occurring in the lower levels of the Fossil Bluff Formation are
distinct from A. trapezoidalıs (Tnomson & WiLLEy), the spe-
cies present at localities K and D (Figs. 2 & 3) (Crane 1981).
Originally thought to be Berriasian, A. trapezoidalis may
now be better assigned to an undifferentiated Neocomian age.
LOC.K
TOMBAUGH
CLIFFS
ABLATION
VALLEY
CALLISTO 4
CLIFFS
R.everesti
Buchia
tion of the Jurassic-Cretaceous boundary. Correlations based in part on TAYLOR, THOMSON & WILLEY
1979, fig. 6 and CRAME 1982, textfig. 9.
402
Numerous specimens of an /noceramus belonging to the
I. neocomiensis D’ORBIGNY group have been collected from
the lower levels ofthe Fossil Bluff (locality R) section (Fig. 3).
Weakly inflated and very slightly inequivalve, these speci-
mens show the rounded-triangular outline and fine, regular
ornament that are so typical of this group. Perhaps the grea-
test resemblances are to species such as /. subneocomiensis
Gıazunova and /. obtusus GLazunovA from the Aptian of
the Volga Basın (USSR) (Grazunova 1973). Although /. neo-
comiensis ıs generally regarded as an Aptıan species (WooDs
1911), it has to be remembered that both it and other closely
related forms have been recorded from the Neocomian and
Barremian. There are several records of Hauterivian - Aptian
age-ranges for the /. neocomiensis group in Europe (SORNAY
1965; GLazunova 1973) and these may well be extended down
to the Valanginian around the northern Pacific margins (Pok-
HIALAINEN 1974).
Representatives of two further cosmopolitan /noceramus
groups occur at a slightly higher stratigraphic level in the Fos-
sil Bluff Formation. Specimens of the first of these, the
I. concentricus PARKINSON group, were obtained from the up-
per levels of Waitabit Cliffs (Fig. 3). Thomson and WıLLEv
(1972) assigned them to /. aff. concentricus, noting that, al-
though they showed the pronounced gryphaeoid form of this
species, they were somewhat larger than typical European
specimens. Nevertheless, in his description of English mate-
rial, Woops (1911) emphasized the variable nature of /. con-
centricus, and it is apparent that in New Zealand many large
forms have been found (Woops 1917). The European age of
the species is usually given as Middle - Upper Albian (e. g.
Woops 1911; Sornay 1965; TRÖGER 1981), but certain mem-
bers of the group also range into the Cenomanian in the Far
East of the USSR, Japan and New Zealand (NaGao & MATsU-
MOTO 1939; PERGAMENT 1966; RAINE, SPEDEN & STRONG 1981).
The second group, which is based on /. anglicus WooDs, is
represented by a series of specimens from Keystone Cliffs
(Fig. 3). The anglicus group as a whole shows a number of
marked similarities to the neocomiensis group, but can usu-
ally be distinguished by the steeper curvature of the concen-
tric rıbs, which are often symmerrically arranged, and the
more convex outline of the anterior margin. The Alexander
Island specimens closely resemble small forms of 7. anglicus
from both North America and the USSR (Imrav 1961; Save-
LıEv 1962; PERGAMENT 1965; Grazunova 1973); perhaps the
greatest similarity is with PERGAMENT’s (1965) subspecies
I. anglicus elongatus. A consistent Albian age has been assi-
gned to the anglicus group, with most authors indicating a
Middle —- Upper Albian range (e. g. Woops 1911; Imray 1961;
PERGAMENT 1981). Finally, the stratigraphically highest inoce-
ramid so far recorded from the Fossil Bluff Formation is a
small Anopaea close to A. mandibula (MorpvıLko) from the
Albıan of Mangishlak (USSR) (SaveLıev 1962) (Fig. 3).
Two species groups ofthe genus Buchia can be traced in the
Tithonian strata of Ablation Valley (Fig. 3). At higher levels,
however, the next specimens referrable to the Buchiidae are
not encountered until approximately the lower levels of the
locality K section. Here, the first representatives of the genus
Aucellina are found, and these then become steadily more
common through the sequence (Fig. 3). Aucellina bears a
strong superficial resemblance to Buchta, but ıs distinguished
by its more clearly defined radial sculpture and the long ante-
rıor ear and deep byssal notch ofthe right valve. Amongst the
several collections of Aucellina made from southern South
America and South Georgia, WıLckens (1947) determined
that only one species (A. radıatostriata BONARELLI) could be
recognised. Cox (1953), however, after considering this and
further material from Alexander Island, thought that a second
species (A. andına FErUGLIO) could be justified. Although
Maceırarı (1979) upheld Cox’s conclusions, it has become
apparent, from study of further large collections from Ale-
xander Island, that these two species may well intergrade. For
this reason, they have been assigned to a single species group
in this study. The age of Aucellina in the South America —
Scotia arc— Antarctic Peninsula region has been consistently
given as Aptian, largely on the basıs of co-occurrence with
certain types of aconeceratid and heteromorph ammonites
(WıLckens 1947; Cox 1953). However, ıt now seems that
some at least of these ammonites may range down into the
Barremian (THonson, this volume), and in Patagonia A. cf.
radıatostriata has been obtained from beds yıelding the Hau-
terivian — Barremian ammonite, Favrella (Rıccarnı 1971). As
the topmost beds of the Fossil Bluff Formation very probably
have an Albian age, the true range of the A. andıina-radiato-
striata species group in Alexander Island is best considered as
Barremian-Albian.
The lack of any age-diagnostic bivalves between the Berria-
sian /. ovatus group of Ablation Valley and the Barremian —
Albian species of Fossil Bluff, Waitabit Cliffs and Keystone
Cliffs (Fig. 3) may yet prove to be of some significance. Spe-
cies of Buchia are known to be particularly common in the
Berriasian — Valangınıan (e. g. ImıavY 1965; JELErzkY 1970;
POKHIALAINEN 1974) and their apparent absence may pointtoa
stratigraphic hiatus during part of this time. The same is true
of the Hauterivıan, for characteristic cırcum-Pacific Hauteri-
vian /noceramus groups (such as the /. aucella, I. colonicus
and /. heteropterus groups, see e. g. PERGAMENT 1965; Pok-
HIALAINEN 1969, 1974) are also missing.
Atfırst sight, the ages suggested by the bivalves in the upper
levels of the sequence correspond fairly well with those de-
termined by ammonites. Barremian — Aptian ages for the
A. andina-radiatostriata and I. neocomiensis groups accord
with the occurrence of types such as Aconeceras, Theganece-
ras and Acrioceras at localıty D and Fossil Bluff, and Sanmar-
tinoceras in the lower levels of Waıitabit Cliffs (Fig. 3) (Tay-
Lor etal. 1979). Species of Eotetragonites from higher in the
latter section have Albıan affınities, as do several ammonites
from Keystone Cliffs (Fig. 3). However, it is apparent that
there are also several forms from the uppermost levels of the
Fossil Bluff Formation which show strong similarities to cer-
taın European Neocomian and Barremian species. Their pre-
sence ıs anomalous, and cannot at present be satisfactorily ex-
plained (Thomson, this volume). Probable Aptian and Albian
strata from the vicinity of Succession Cliffs (Fig. 2) associated
with a prominent thrust zone have been excluded from this
discussion.
403
III. JAMES ROSS ISLAND
58°
BRANDY
SEYMOUR
ISL.
JAMES ROSS
ISLAND Bd
Er
G
Snow HıLL °°°°
ISL.
UPPER
CRETACEOUS
LOWER
CRETACEOUS
Fig. 4. The distribution of Lower and Upper Cretaceous strata on
James Ross and neighbouring islands.
Traditionally regarded as being entirely Upper Cretaceous,
the extensive sedimentary sequence exposed in the James
Ross Island group (Figs. 1 & 4), is now thought to range down
into the Lower Cretaceous. Recent investigations ın the
Brandy Bay - Stoneley Point region (Fig. 4) have indicated
that both the Lower and Upper Kotick Point Beds and at least
part of the Stoneley Point Conglomerates (Bissy 1966) can
now be assigned to this age. Collectively, these units comprise
over 1500 m of strata which are composed of lithologies ran-
ging from fine, bioturbated siltstones to coarse breccia-con-
glomerates (Fig. 5). They are interpreted as representing pe-
riods of quiet-water deposition (within a back-arc setting),
punctuated by pulses of coarse debris flows.
The lowest beds in the sequence are poorly exposed and so
far have not yielded any age-diagnostic fossils. However, in
the topmost levels of sections D. 8209 & 8210, and in sections
D. 8211 & 8212 (Fig. 5), a variety of material has been found.
Prominent within this are small aconeceratid and ancylocera-
tid ammonites, and an /noceramus which is very probably a
member of the /. neocomiensis group. The latter is consider-
ably smaller than the Alexander Island representative of this
group, but has a sub-erect form and fine ornament pattern
that link it to small European specimens of this species, such
as those illustrated by HArsorr (1905), WOLLEMANN (1906)
and GitLEr (1924). There is also a strong resemblance to types
such as /. volgensis GLazunova and /. borealis GLAZUNOVA,
which are small Aptian members of the /. neocomiensis
group from the Volga basin (Grazunova 1973). Aucellina is
common atthe same levels and it would seem that the range of
variation shown by the specimens falls within that defined for
the A. andina-radiatostriata group. Anopaea sp. occurs at
locality D. 8212B, and in the upper part of the succession
there is a level in which members of the /. concentricus group
are common (Fig. 5). These specimens are smaller than their
Alexander Island counterparts and, on the whole, much bet-
ter preserved. The left valves have narrower, more elongated
umbonal’regions and overall the specimens are very close to
European representatives of /. concentricus (e. g. Woons
1911; SAvELIEV 1962).
Preliminary assessment of these fossils suggests that the
strata between the base of the section and the prominent un-
conformity (Fig. 5) have an Aptian — Albian age. However,
bearing in mind previous comments on the ranges of certain
bivalves, it is possible that this sequence both extends down
into the Barremian and up into the Lower Cenomanian.
D.8214, 8215 & 8304
UNCONFORMITY
l.concentricus
8:
D.8212B i 21
= 17}
Anopaea Sp. o je)
2 Q
D.8212 A g 3
2 1
- D.8211 S £
[o) Oo
© ce
u D.8209-8210 £ o
_ <
CONGLOMERATE 250
o
Fig. 5. Stratigraphic occurrences and ranges of inoceramid and bu-
chiid bivalves in the Lower Cretaceous of James Ross Island. Locali-
ties D. 8209-8215 and 8304 are situated between Brandy Bay and
Stoneley Point (Fig. 4).
404
IV.SOUTH GEORGIA AND ANNENKOV ISLAND
ANNENKOV
IREAND—— I]
UPPER BRECCIA MBR.
OWER TUFF MBR.
Fig. 6. Simplified geological maps of South-Georgia and the
south-eastern corner of Annenkov Island. Based on TANNER 1982,
fig. 18.1 and PETTIGREW 1981, fig. 2.
1000m 1...)
Loc. L
l.heteropterus gp.
Loc. J
A.andina-radiatostriata
l.cf. anomiaeformis
500
UPPER BRECCIA MBR.
OWER TUFF MBR.
Fig. 7. Stratigraphic occurrences of Lower Cretaceous inoceramid
and buchiid bivalves on Annenkov Island. The dotted line indicates
the uncertainty as to the exact position of Locality J. Stratigraphic
data from PETTIGREW 1981.
Remnants of an island arc— marginal basın system exposed
in this region can be directly correlated with a comparable
suite of rocks in southern South America (Tanner 1982). The
island arc assemblages outcrop on a series of small islands |y-
ing off the south-west coast of South Georgia, the largest of
which is Annenkov Island (Figs. 1 & 6). Here, a 1860 m se-
quence of volcaniclastic sediments has been divided by Per-
TIGREW (1981) into a Lower Tuff Member (860 m) and an Up-
per Breccia Member (1000 m). Tuffs and mudstones from the
former of these units have yielded a variety of ammonites,
but, unfortunately, these are all too badly preserved to be po-
sitively identified (THoMsoNn, TANNER & Rex 1982). Their ge-
neral Neocomian — Aptian affınities are confirmed by the pre-
sence ofthe A. andına-radiatostriata group, and perhaps also
by an /noceramus close to I. anomiaeformis FEruGLıo, at lo-
cality J (Figs. 6& 7). The latter species isa small, circular, flat-
tened form with markedly irregular ornament. It has no ob-
vious close relatives and in Patagonia comes from strata of
probable Hauterivian - Barremian age (Rıccarnı 1977). A se-
cond species, from locality L (Figs. 6 & 7), is rounded-elon-
gate ın outline, strongly inequivalve and with narrow, poin-
ted umbones on both valves. The ornament is very reduced
and overall there are strong resemblances to members of the
circum-Pacific /. heteropterus group (POKHIALAINEN 1969,
1974). The Hauterivian age of this group may, at first sight,
make such a comparison seem unlikely, but studies in pro-
gress indicate a close link between 7. heteropterus and later
Cretaceous species such as /. dunveganensis MCLEARN (Al-
bian) from Canada and Alaska and /. procerus WHITEHOUSE
and /. scutulatus \WHITEHOUSE (both Albian) from Australia.
The /. heteropterus group may in fact range from Hauteri-
vian — Albian. The only fossil so far collected from the Upper
Breccia Member is a belemnite belonging to the Aptian — Al-
bıan genus, Dimitobelus.
Much of South Georgia is composed of the Cumberland
Bay Formation (Fig. 6) which represents a thick sequence of
rear-arc volcaniclastic turbidites (e. g. TAnner 1982). Fossils
are scarce in this formation, but a few heteromorph ammoni-
tes with general Lower Cretaceous affınities have been found.
In addition, A. andina-radiatostriata has been collected from
several localities and is perhaps the best indicator of an early
Cretaceous age (THOMSON et al. 1982).
VI.SOUTH AMERICA
Surprisingly little is known about the Lower Cretaceous
inoceramid and buchiid bivalves of southern South America.
Members of the Aucellina andina-radiatostriata group seem
to be the commonest types, and can be traced through Tierra
del Fuego (MACELLARI 1979) to several parts of Patagonia (e. g.
Cox 1953; Katz 1963). Records of I. concentricus from the
latter region (BonarELLı & NAGERA 1921; Katz 1963) must be
treated with some caution as they are based on very poorly
known material.
405
VI. DISCUSSION
It is apparent that there are representatives of at least three
cosmopolitan /noceramus groups in the Lower Cretaceous of
Antarctica. These are the neocomiensis, concentricus and an-
glicus groups, which can be used to infer maximum age-ran-
ges of Hauterivian — Aptian, Middle Albian - Lower Ceno-
manian and Middle - Upper Albian, respectively. Besides
their links with Northern Hemisphere faunas, these species
groups may also prove useful for regional correlations in the
Southern Hemisphere. An /noceramus referrable to either
the neocomiensis or anglicus groups occurs in the Motuan
(Albian) stage of New Zealand and /. concentricus in the
Ngaterian (Late Albian - Cenomanian) (Rame et al. 1981);
I. concentricus is also known from South Africa (Heımz
1930). Representatives of two other widespread groups, the
ovatus and heteropterus, are also present, but are less well
known palaeontologically and stratigraphically.
The most useful bivalve for local correlations within the
Antarctic Peninsula— Scotia arc- South America region is the
Aucellina andina-radiatostriata group. Its widespread occur-
rence in all the major basıns of deposition enables correlations
to be made between the upper Fossil Bluff Formation, lower
part of the James Ross Island succession, the Lower Tuff
Member of Annenkov Island, Cumberland Bay Formation of
South Georgia and Rio Mayer and Zapata Formations of
South America (Table 1). On aregional scale too, the group is
of value, for A. cf. radiatostriata has been recorded from both
the Upper Aptian Roma fauna of Australia (Day 1969) and the
Upper Aptian Korangan stage of New Zealand (Rate et al.
1981). The concentricus and neocomiensis groups also offer
some potential for local correlations, especially between Ale-
xander Island, James Ross Island and South America (Ta-
ble 1). However, the range of varıation shown by these
groups is such that, at present, no precise stratigraphical com-
parisons can be made.
The presence of several cosmopolitan and widespread bi-
valve groups could be taken as evidence of open marine con-
nections between Antarctica and many other parts of the
world during the Lower Cretaceous. However, there are at
least two bivalve genera whose presence tends to counter
against this suggestion. Anopaea seems to be restricted to
high latitude regions in the Southern Hemisphere and, in-
deed, may even be confined to Antarctica. Similarly, the oxy-
tomid Maccoyella, although unknown from Antarctica, is
entirely restricted to Patagonia, New Zealand and Australia
(WATERHOUSE & Rıccarndı 1970).
e =
zZ 5 =
a
77) u
— [72] oo U
77) - = en
fer] 8 > uw =
a cc fe) (>) <
= 172} = == zZ
x wu w = =
[fa} = z 3 23
z = 3 2) [2]
Anopaea cf. mandibula - Albian X
Inoceramıs anglicus gp. = M.- U. Albian X
I. ceoncentricus gp. = M.- U, Albian x x &
Anopaea sp. = Aptian - Albian x
Aucellina andina - = Barremian - Albian x X X x x
radiatostriata
TI. neocomiensis gp. - Barremian - Aptian x x
I. heteropterus gp. = Hauterivian - Albian (?) x
TI. anomiaeformis - Hauterivian - Barremian 2 X
Anopaea trapezoidalis = Neocomian X
I. ovatus gp. = Berriasian x
Table 1. Ages and geographical occurrences of the principal species mentioned in the text.
406
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407
Den ISSN 0373 29007
„European“ ammonites in the Lower Cretaceous of Antarctica
By
M.R. A. THOMSON*)
With 2 text figures
NBSTRAGT
Lower Cretaceous sedimentary rocks in south-eastern
Alexander Island, Antarctica contain a variety of ammonites
which bear striking similarities to European species. Two
groups, one dominated by small heteromorphs and the other
by non-heteromorph species, occur side by side in the same
rock sequence and yet seem to indicate stratigraphical ages
that differ by approximately one stage. Aconeceratids, eote-
tragonitids and some large heteromorphs favour an early Ap-
tian-early Albian age that is generally consistent with the
normally accepted ranges of associated bivalve and belemnite
genera. However, acrioceratids, crioceratids and silesitids
closely parallel the faunal succession seen in Europe and sug-
gest a late Hauterivian-late Barremian age for the same
1200 m thick part of the succession. Although the younger
age has been favoured in recent geological literature on the
area, there appears to be no independent evidence which
might resolve the problem conclusively.
KURZFASSUNG
Sedimentäre Unterkreide-Abfolgen im Südosten von
Alexander Island in der Antarktis enthalten verschiedene
Ammoniten, die eine verblüffende Ähnlichkeit mit europä-
ischen Arten zeigen. Zwei Gruppen, einerseits kleine hete-
romorphe Ammoniten und andererseits nicht-heteromorphe
Formen, kommen zusammen in der gleichen Gesteinsabfolge
vor und zeigen ein unterschiedliches stratigraphisches Alter
an, das bis zu einer Stufe differieren kann. Aconeceratiden,
Eotetragonitiden und einige große heteromorphe Formen
weisen auf ein Unter-Apt- bis Unter-Alb-Alter hin, dies in
Übereinstimmung mit den allgemein angenommenen Reich-
weiten der sie begleitenden Bivalven- und Belemniten-Gat-
tungen. Acrioceratiden, Crioceratiden und Silesitiden, mit
vergleichbaren Faunenabfolgen wie in Europa, zeigen jedoch
ein Spät-Hauterive- bis Spät-Barreme-Alter an für den glei-
chen 1200 m mächtigen Abschnitt dieser Folge. Obwohl das
jüngere Alter allgemein in der neueren geologischen Literatur
für dieses Gebiet angegeben wird, scheint es keinen zwingen-
den Grund zu geben, der dieses Problem schlüssig löst.
I. INTRODUCTION
The first ammonites collected from the late Jurassic-early
Cretaceous Fossil Bluff Formation of Alexander Island
(Fig. 1; Tayror et al., 1979) were described by HowarTH
(1958), who identified the presence of Aptian strata on the ba-
sis of “Ancyloceras” patagonicum STOLLEY, Sanmartinoceras
patagonicum BONARELLI and Silesites aff. trajani (Tierze).
Beds containing Sanmartinoceras were more specifically re-
ferred to the Upper Aptian. Subsequent collections of the
early Cretaceous faunas contained anumber of poorly preser-
ved species which, nevertheless, showed close similarities to
European Hauterivian, Barremian and Aptian genera (THon-
*) British Antarctic Survey, Natural Environment Research Coun-
cil, High Cross, Madingley Road, Cambridge CB3 OET, UK.
son, 1972). Although these did not all occur in the same
stratigraphical order as their supposed counterparts in Euro-
pe, it was believed that the presence of complex thrust zones
(Apız, 1964; Horne, 1967) could account for these apparent
inconsistencies. However, it is now recognized that the so-
called thrust zones, some of which exceed 100 m in thickness,
were caused by slumping (Beır, 1975; Tayıor et al., 1979)
and that this has not caused any widespread repetition of
strata or apparent reversals of the stratigraphical succession.
Further confusion arises because the heteromorph groups in
particular on the one hand, and most other ammonite groups
on the other, seem to indicate conflicting biostratigraphical
ages, even though they occur in the same beds. What then is
the significance of the faunas?
408
0 |
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ALEXANDER
ISLAND_-
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71°30S5-
SS Keystone
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Fig. 1. a) Location map showing the position of Alexander Island in relation to the Antarctic Peninsula.
The area discussed (Fig. 1b) is shaded. - b) Sketch map of part of eastern Alexander Island, showing out-
crops of the late Jurassic-early Cretaceous Fossil Bluff Formation and the localities mentioned in the text.
Heavy dashed lines are faults, solid lines are thrust faults (triangles indicate the overthrust sheet).
The principal species involved in this enigmatic faunal suc-
cession are summarized schematically in Fig. 2, which repre-
sents acomposite, 1200 m thick biostratigraphical succession
for Lower Cretaceous strata exposed at Fossil Bluff, Waitabit
Cliffs and Keystone Cliffs (Fig. 1). Detailed accounts of the
stratigraphy are given in TAyLok et al. (1979) and descriptions
of most of the ammonite species involved appear in THOMSON
(1974).
I HETEROMORPHTAUNAS
The first heteromorph fauna occurs about 320 m above the
base of the section at Fossil Bluff (Fig. 2) and consists of
Acrioceras and Crioceratites. The Acrioceras differs from
most European species of the genus by its lack of tuberculate
rıbs on the shaft and hook and it was originally compared to
an American form, A. voyanum ANDERSON (THOMSON,
1974). Like the Antarctic species, the latter shows little in-
crease in whorl height after the spire and, although it has tu-
bercles on the shaft, they are small and inconspicuous (An-
DERSON, 1938; ImrAY, 1960). However, one European species,
A. merianı (Ooster), lacks tubercles on the shaft and hook
and in retrospect it is probably a better match with the Ant-
arctic form. Ooster’s (1860, pl. 39, fig. 6) example is the clo-
sest in that it shows less increase in whorl height on the shaft
and hook than is apparent in his illustrations of other speci-
mens (cf. Ooster, 1860, pl. 39, figs 1 and 2). A section of
body chamber from the same beds shows a striking resem-
blance to that of species in the Crioceratites nolani (KıLıan)-
C. duvali LEVvEILLE group. Its ornament of moderately sized
trituberculate ribs, separated by up to eight, sometimes bifur-
cate ribs accords well with the characteristics of the European
forms as outlined by THomeı (1964) and Immeı (1978). Unfor-
tunately the early whorls are preserved as a faint incomplete
impression only, and a confident identification is not possible
without them. Acrioceras meriani occurs in the late Hauteri-
vian and Barremian of Europe (SarkAr, 1955) and A. voya-
num in the middle Hauterivian of California and Oregon (In-
LAY, 1960); Crioceratites nolanı and C. duvali are wıdely di-
stributed in the early Hauterivian-early Barremian of the Te-
thyan realm (THomeı, 1964; Immer, 1978).
Approximately 300 m stratigraphically higher in the sec-
tion at Waitabit Cliffs occurs a coarsely ribbed crioceratitid
that is reminiscent of species of Paracrioceras SpatH. First
known from some small inner whorls with trituberculate ribs
and almost no intermediate ribs, it was compared to Emerici-
ceras SARKAR (THOMSON, 1974). Further collecting produced a
KEYSTONE CLIFFS
WAITABIT CLIFFS
FOSSIL BLUFF
409
1200 m
Ptychoceras
Silesites
Antarcticoceras
Aconeceras
Eotetragonites
Australiceras, |
Tropaeum
Sanmartinoceras
500
Er
Naar 2
Crioceratites
Acrioceras
Theganeceras
[0]
Fig. 2. Diagram depicting the ammonite succession in part of the Lower Cretaceous of Alexander Island.
The section is acomposite one, based on measured sections that were cross-correlated in the field. All am-
monites are depicted at half natural size, except for the Australiceras/Tropaeum-like form which is one
eighth natural size.
410
crushed mould, approximately 70 mm in diameter. Although
poorly preserved, it shows the same basic ornament at all
growth stages and clearly exhibits the coarse rıbs and massıve
spinose tubercles depicted in the cartoon (Fig. 2) - a style of
ornament that is well developed in Paracrioceras elegans
(Koenen, 1902, pl. 24, fig. 2). In several instances the coarse
rıbs have a median groove and on the early whorls some ribs
are clearly double (Thomson, 1974, pl. IIe). This may be ana-
logous to the looping of major ribs with an adjacent minor rıib,
described by Rawson (1975) in specimens of P. occultum
(SEELEY) from eastern England. P. elegans occurs in the mid
Barremian of northern Germany (Immer, 1978) and probably
also in eastern England (SrarH, 1924).
The succeeding 300 m of the sequence lack age-diagnostic
heteromorphs. Many fragments of small ancyloceratids with
stout ribs all of one size and originally compared to “Ancylo-
ceras” patagonicum STOLLEY from South America (HOwARTH,
1958) are known from this interval, but no complete examples
have been found and their systematic status is uncertain
(THomson, 1974). In addition there are sporadic occurrences
of fragments from large crioceratitid-coiled species whose
original shells must have been in the range of 40-60 cm diame-
ter. Their finely ribbed inner whorls were compared to those
of Australiceras and Tropaeum (Thomson, 1974). Further
collecting in southern Alexander Island has produced associat-
ed pieces of large body chambers with a modified ornament
of very coarse, widely separated simple ribs only, similar to
that on body chambers of these two Aptian ancyloceratid ge-
nera (cf. Casey, 1960, 1961a). Comparable shell forms and
ornament also occur in late Hauterivian-mid Barremian crio-
ceratitids of the Hoplocrioceras fissicostatum (ROEMER)-
H. aeqnicostatum (KoENEN) group (cf. KoEnen, 1902,
pl. XXII, fig. 2, pl. XXX, fig. 3). However, in that group
the denser ribbing of the earlier whorls tends to be bundled at
umbilical tubercles — a feature not present on the Antarctic
specimens.
The 1000 m level in the composite section (Fig. 2) is repre-
sented at Keystone Cliffs by the lowest undisturbed beds that
rest on a major slump zone forming the lower part of the
cliffs. The strata contain a varied fauna which includes a dis-
tinctive medium-sized crioceratitid heteromorph — Antarcti-
coceras THOMSON (1974). It has stout rıbs that are tritubercu-
late at first but which successively lose the dorsal tubercle and
then the ventro-lateral and ventral ones, resulting in a late
stage with non-tuberculate ribs that are more closely spaced
than in the early stages. This ammonite shows a striking re-
semblance to Spinocrioceras KEMPEr (1973) from the Upper
Barremian of Germany, the only differences being that the
German form has a greater number of whorls at a given size
and has yet to show evidence of a late-stage modification of
ornament. An uncommon constituent of the same fauna is a
small species of Ptychoceras (Fig. 2). As pointed out by YeE-
GOYAN (1968) the genus is not well known but the Antarctic
species seems to compare closely with the unusually well pre-
served specimens he illustrated from the Upper Aptian of the
Caucasus. It has a smooth three-limbed shell typical of the
genus and shows the apertural contraction on the final cham-
ber. It is even smaller than YEGovan’s (1968, fig. 1,7) P. par-
vum.
Finally, the youngest fauna in the sequence occurs approx-
imately 140-150 m above the Antarcticoceras fauna. It con-
sists of a few poorly preserved small species including doubt-
ful examples of Macroscaphites and Hemihoplites and rather
better specimens of an evolute form with ribs bundled at um-
bilical tubercles. Except for the more flexuous course of its
ribs, it closely resembles Psendothurmannia mortilleti (Pıc-
TET & LorıoL). If this ıdentification is correct, the ammonite
appears to be out of place in relation to the other “late Haute-
rıvian-late Barremian” species in the sequence. P. cf. mortil-
letı is a late Hauterivian-early Barremian species, yet at Key-
stone Cliffs it is the youngest ammonite in the sequence under
discussion.
IIl. NON-HETEROMORPH FAUNAS
Non-heteromorph ammonites occur lower in the section at
Fossil Bluff than the Acrioceras-Crioceratites fauna. About
200 m above the base isa30 m thick zone in which small aco-
neceratids are common, not only there but also in acorrelated
sequence 8 km to the north. Characterized by numerous fine
but distinct falcoıd rıiblets, intermediate ın sıze between those
of Aconeceras and Sanmartinoceras s. s., they probably
represent a species of Sanmartinoceras (Theganeceras).
Hitherto the subgenus would appear to be restricted to strata
of early Aptian age only (Casey, 1961b; Kennepy & KuinGer,
1979) and yet at Fossil Bluff it occurs below beds containing
crioceratitid heteromorphs with late Hauterivian affinities.
Although the presence of Theganeceras argues against the se-
quence being much older than early Aptian, it should be
borne in mind that little is known of early aconeceratids (there
is apparently nothing in their fossil record to connect Prota-
coneceras of the Hauterivian (Casey, 1954) and the first Aco-
neceras of the Barremian-Aptian) and this record could be ın
Antarctica.
The presence of Eulytoceras in beds spanning the interval
between the Acrioceras-Crioceratites and Paracrioceras fau-
nas ıs consistent with the late Hauterivian-mid Barremian age
suggested by the heteromorphs. The presence of Sanmartino-
ceras s. s. in the 500-670 m interval (fig. 2), however, is more
problematical. The age of Sanmartinoceras has been the sub-
ject of much debate but it was concluded (WATERHOUSE &
Rıccarnı, 1970; Thomson, 1974) that the genus indicated a
general Aptian age. More recently the genus has been repor-
ted from the Upper Barremian of Zululand (Kennepy &
Kıınger, 1979). However, it has long been considered that
the Sanmartinoceras in Alexander Island is conspecific with
S. patagonicum BONARELLI of Argentina (HowARTH, 1958;
Tnouson, 1974), still regarded as an Aptian species (RıccArDı
& RorLLerı, 1980).
The youngest ammonite fauna in the measured section at
Waitabit Cliffs (760-830 m, Fig. 2) includes Eotetragonites
and Aconeceras. In previous stratigraphical interpretations of
the Alexander Island faunas, considerable weight was placed
on the Eotetragonites which resembles late Aptian and early
Albian species from California (E. wintunins ANDERSON and
E. gardneri MurrHy) and Europe (E. balmensis BREISTROF-
FER) (THOMSON, 1972, 1974). It has slanting constrictions that
divide the whorl flanks into triangular sections, unlike those
of the earlier protetragonitids which are more radıal and wi-
dely spaced, and it differs from Barremian-early Aptian Mel-
chiorites in being more evolute and lacking a ventral projec-
tion to the constrictions (cf. Avram, 1978, pls 1& IV). Species
of Aconeceras are difficult to separate and A. nisoides, which
the Antarctic form most closely resembles, has been reported
from rocks of Barremian to early Albian age (Casey, 1961b).
No aconeceratids are known in the Fossil Bluff Formation
above this occurrence.
Non-heteromorph ammonites are associated with the Ant-
arcticoceras fauna of Keystone Cliffs and include a coarsely
ribbed phylloceratid that is probably identical with Phyllo-
pachyceras aureliae (FERUGLIO) from Patagonia and is also
closely similar to the European P. infundıbulum (D’ORrsıc-
ny) and P. winckleri (Unuic). Also present are a variety of
silesitids with affinities to the European Silesites seranonis
(D’ORBIGNY)—S. trajanı (TIETZE) complex. These were given a
new name - S. antarcticus THoMmson (1974) — but further col-
411
lecting suggests that more than one species may be involved.
Amongst the new material are specimens showing ventro-
lateral tubercles like those present on late stages of $. serano-
nis and S. trajanı. A specimen with more widely spaced ribs
that resembles $. vulpes (CoQuann) was found at the same
stratigraphical level in Antarctica. All the closest European
counterparts of this fauna are late Barremian in age.
Although the Antarcticoceras-Sılesites fauna of Keystone
Cliffs has amarked Barremian appearance, it occurs above the
Eotetragonites beds and might therefore be expected to be
Albian in age. There is little likelihood of a faulted relation-
ship with the section at Waitabit Cliffs, because the same se-
quence is seen at Succession Clıiffs (Fig. 1) and the faunal suc-
cession must therefore be taken as real. Some doubt is cast on
a Barremian age by the presence of Ptychoceras. Although the
genus has been reported from the Barremian, species of that
age typically have some ornament of rudimentary ribbing —
smooth species like the Antarctic one are more characteristic
of the Upper Aptian and Albian.
IVZDISEUSSION
Taken as a whole the Alexander Island faunas cannot be
matched with faunas elsewhere. There appear to betwo paral-
lel successions of ammonite species from the same 1200 m se-
quence of rocks indicating internally consistent progressions
of stratigraphical ages that are about one stage out of phase
with each other, i. e. the smaller heteromorphs suggesting a
late Hauterivian-late Barremian age, and most of the non-
heteromorph species suggesting an early Aptian-early Albian
age. Bearing in mind the deficient preservation of nearly all
the fossils in the Fossil Bluff Formation (they are preserved as
moulds and casts and the ammonites usually lack remains of
the sutures and inner whorls) it is possible that the picture
may be confused by incorrect identifications and the presence
of undetected homeomorphs. However, it is unlikely that
such explanations would apply to a whole succession of fau-
nas. Precise identifications aside, there are the undeniable
gross similarities of the two faunal successions recognized
with late Hauterivian-late Barremian species on the one hand
and early Aptian-early Albian species on the other.
A more plausible explanation may be that one group of
ammonites is recording the true stratigraphical age of the
rocks in the European sense, whereas the other represents a
number of late arrıvals or alternatively a number of earlier
stocks which later migrated into Europe.
In any final assessment of the true age of these faunas, other
stratigraphically important invertebrate groups must also be
taken into consideration. Particularly significant are the ino-
ceramid bivalves (THomson & WırLey, 1972; CRAME, this
symposium). About 200 m above the base of the composite
section (Fig. 2), i. e. below the Theganeceras fauna, inoce-
ramids of the /noceramus neocomiensis (D’ORBIGNY) group
are common. Although this group ranges down into the Neo-
comian, as its name implies, they are commonest in the Ap-
tian, and the Antarctic specimens compare best with Aptian
members ofthe group. Large representatives ofthe /. concen-
tricus (PARKINSON) group occur in the sequence between the
Sanmartinoceras and Eotetragonites faunas. These would
favour a middle to late Albian age — even younger than that
suggested by the ammonites. A third fauna from the Antarcti-
coceras-Silesites beds consists of a form similar to the Albian
I. anglicus Woons.
The bivalve Aucellina occurs over the entire range of the
sedimentary rocks discussed here. Although normally regar-
ded as an Aptian-Turonian genus (Cox in MooRE, 1969,
p- N376), there are suggestions that it may range down into
the Barremian in the Northern Hemisphere (e. g. JELETZKY,
1970, table XI-8), and in Patagonia it occurs with the Haute-
rivian-Barremian ammonite Favrella (Rıccarnı, 1971: 275).
Few belemnites have been collected from the part of the se-
quence under discussion here but Wırıey (1972) has described
a number of dimitobelids. The presence of Peratobelus at
Waitabit Cliffs between the Sammartinoceras and Eotetra-
gonites beds favours an Aptian age for the strata there. Dimi-
tobelus appears to be relatively common at Succession Cliffs,
where Eotetragonites and Antarcticoceras faunas are present.
The genus is well known in the Albian and Cenomanian of
Australasia (WırLev, 1972: 40), although it has also been re-
ported in beds of possible “late Neocomian” (= pre-Aptian
Cretaceous) age in northern Australia (SKwARKO, 1966).
None of this evidence offers overwhelming support for
either of the two age alternatives offered here, although pre-
viously the author has favoured the younger, early Aptian-
early Albian interpretation (THomson, 1974; TAvLor et al.,
1979). The non-ammonite groups mentioned above are per-
haps more typical of Aptian-Albian strata but almost all ap-
pear to have earlier records as well. The inoceramid bivalves
represent an excellent tool for stratigraphical correlation
within Alexander Island (TuHomson & WırLEy, 1972; CRAME,
this symposium) but morphological types repeat themselves
many times within the lineage and care must be taken when
ascribing them a specific stratigraphical age. In the Ablation
point area of Alexander Island there is an excellent Titho-
nian-Berriasian faunal succession (THOMson, 1979; CRAME,
1982) and an apparently unbroken sedimentary sequence
412
which passes up into the sequence discussed here. No conclu-
sive evidence ofthe Valanginian-Barremian, however, has yet
been found. An interpretation favouring a late Hauterivian-
late Barremian age for the beds between Fossil Bluff and Key-
stone Cliffs, suggested by the smaller heteromorph ammoni-
tes, would go a long way to spanning this apparent stratigra-
phical gap.
Acknowledgements
The author is indebted to many palaeontologists who have
helped to identify and commented on these enigmatic faunas.
Recent discussions with Dr. P. F. Rawson (Queen Mary Col-
lege, University of London) and my colleague, Dr. ].
A. Crane have been particularly helpful.
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| Zitelinn | m | 413-425 Nonchen 1Tal1983 ISSN 0373 - 9627
Palaeobiogeographic affinities of Upper Cretaceous
ammonites of Northern Germany
By
HERBERT CHRISTIAN KLINGER & JOST WIEDMANN)
With 16 text figures
KURZFASSUNG
Am verbliebenen Material von C. SCHLUTER’s Monogra-
phien ‚Beiträge zur Kenntnis der jüngsten Ammoneen
Norddeutschlands“ (1867) und ‚‚Cephalopoden der oberen
deutschen Kreide“ (1871-76) werden paläobiogeographische
Beziehungen der deutschen Oberkreide-Ammonitenfauna
aufgezeigt. Zahlenmäßig dominieren in der Fauna die Hete-
romorphen, besonders die Scaphiten und Vertreter der No-
stoceratinae-Diplomoceratinae.
Das Auftreten von typischen „‚borealen‘ Elementen, wie
Schloenbachia und Hyphoplites während des Cenoman ist
auffällig, sie werden begleitet von kosmopolitischen Faunen,
besonders Turrilitinae. Während der übrigen Oberkreide ist
die deutsche Fauna nicht so sehr durch das Auftreten von ty-
pischen „‚borealen‘“ Elementen gekennzeichnet, sondern eher
durch das Fehlen oder die Seltenheit von anderen weit ver-
breiteten Faunenelementen, wie den Tetragonitidae, Texa-
nitinae, Barroisiceratinae, Kossmaticeratidae und Gaudryce-
ratidae. Die engen Beziehungen zwischen der Fauna des alpi-
nen Gosaubeckens mit Südafrika ist rätselhaft.
Es scheint, daß die sogenannte weltweite Verbreitung von
einigen Faunen auf Fehlinterpretationen beruht; wir hoffen,
dies demnächst mit einer ausstehenden Revision beweisen zu
können. Hierher gehören unter anderem die Arten Anapa-
chydiscus wittekindi, Gauthiericeras margae, Baculites leopo-
hiensis etc. Gegen Ende der Kreide erscheinen bei einigen Ba-
culiten und Scaphiten Einschränkungen in der geographi-
schen Breite.
ABSTRACT
On the basis of a revision of the remaining figured material
of CLEMENS SCHLUTER’S classical monographs “Beitrag zur
Kenntnis der jüngsten Ammoniten Norddeutschlands”
(1867) and “Cephalopoden der oberen deutschen Kreide”
(1871-76), an attempt is made to determine the palaeobiogeo-
graphic affinities of the Upper Cretaceous German ammo-
nite fauna. Inherent errors in interpreting palaeobio-
geographic data are pointed out.
In terms of numbers of species, the fauna is dominated by
the heteromorphs; especially the scaphitids and Nostocerati-
nae-Diplomoceratinae.
During the Cenomanian Stage the presence of typical “Bo-
real” faunas such as Schloenbachia and Hyphoplites is con-
spicuous, accompanied by widely cosmopolitan faunas, espe-
cially Turrilitinae. During the remainder of the Cretaceous
*) H. C. KLINGER, South African Museum, P. ©. Box 61, Cape
Town 8000, South Africa; J. WIEDMANN, Institut und Museum
the German faunas are characterized not so much by the pre-
sence of typical “Boreal” faunas, but rather by the absence or
paucity of other widely distributed faunas. These include the
Tetragonitidae, Texanitinae, Barroisiceratinae, Kossmatice-
ratidae and Gaudryceratidae. Furthermore, the close rela-
tionship between the nearby Gosau Basin of Austria with
southern Africa is an enigma.
It appears that the so-called world wide distribution of
some faunas may be due to misinterpretation; a short-coming
we hope to rectify with the pending revision. Species include,
amongst others, Anapachydiscus wittekindi, Gauthiericeras
margae, Baculites leopoliensis etc. Towards the end of the
Cretaceous, latitudinal restriction seems to occur amongst
some baculitids and scaphitids.
für Geologie und Paläontologie der Universität, Sigwartstr. 10,
D-7400 Tübingen.
414
ACKNOWLEDGEMENTS
Thanks are due to Professor Dr. H. REMY (Bonn) and Dr.
S. RITZKOWSKI (Göttingen) for access to their collections, and to the
ALEXANDER VON HUMBOLDT-Stiftung for financial support during
H. KLInGERr’s stay in Tübingen, and also for covering the cost of
printing of this article. Further thanks are due to the C.S.I.R. and
Board of Trustees of the South African Museum for financing his visit
to Munich. Financial support by D.F.G. of J. WIEDMANN’s visit of
South African Cretaceous is appreciated.
CONTENTS
Introduction een ehe else herekane
FaunalComposition .s....m near etensiaiee sihrerreinlae
Faunal Distribution through Time ...............
SUMMALyE areas eine arte a Sarareie ers are tererenniene
List. ofReferences aa aneaeanasateennannanaeenere
INTRODUCTION
More than a century ago CLEMENS SCHLUTER described the
cephalopoda of the Upper Cretaceous deposits of Germany in
his two classical works: “Beitrag zur Kenntnis der jüngsten
Ammoneen Norddeutschlands’” (1867) and “Cephalopoden
der oberen deutschen Kreide” (1871-76). Up to the present
day, SCHLUTER’s work remains the standard source of refe-
rence for ammonite research in West and Central Europe, and
even farther afield. In addition, important parts of the strati-
graphic zonation in Europe were based on SCHLUTER’s work
(cf. Hancock & Kennepy 1981).
Apart from the fact that names and concepts in the field of
ammonite systematics have changed considerably over the
past century, SCHLUTER’s figures are all lithographs. Bearing in
mind the notoriety of some 19th century artists as far as incor-
rect, and misleading restorations are concerned, a revision
based on examination ofthetype material islongdue. Ideally,
this revision should also include material collected under
strict stratigraphic control, but, as WIEDMANN (1979) has
pointed out and from personal experience, many of the origi-
nal localities are no longer accessible. Nevertheless, this has
been undertaken on modest scale by Giers (1964), HANcock
et al. (1972), LOMMERZHEIM (1976), SCHMID & Ernst (1975),
WIEDMANN & SCHNEIDER (1979), Kaplan et al. (in press).
With this pending revision in view, we managed to trace
85% of the figured material of SCHLUTER’s 1867 publication,
and slightly more than half of his later (1871-76) work. Hope-
fully photographic illustration and redescription of this mate-
rial will help towards clearing a number of stratigraphic and
co
30, — Salaziceras
1-1936
2 1979
ol 3 unpublished (1979)
4 1979
5 1979
6 unpublished (1980)
30, —
60) —
1: — =
Fig. 1. Map showing change in distribution of the alleged ““endemic’” genus Salazıceras BREISTROFFER
through insufficient data. (Palaeogeographic reconstructions refers in this and the following figures to about
135 MYA, ı. e. the Jurassic-Cretaceous boundary.)
co —
30) -
60, ——
415
Colchidites & Heteroceras
O Before 1970
® After 1970
Fig. 2. Map showing change in distribution of genera Colchidites DJANELIDZE and Heteroceras D’OR-
BIGNY from virtually Tethyan ten years ago to cosmopolitan by recent data.
Fig. 3. Recent Nautilus found in nature reserve Cape of Good Hope, South Africa. Coll. South African
Museum. Nat. size.
416
systematic “potential headaches’” as tactfully phrased by
Hancock & Kennepy (1981: 543).
Arısing from this revision, we have attempted to determine
the palaeobiogeographical affinities (if any at all!) of the Up-
per Cretaceous ammonites from northern Germany. Bası-
cally this is a mere extension of WIEDMANN’s (1979) correla-
tion of the ammonite faunas of northern Germany, Regens-
burg, East Alpine and the western Mediterranean; more spe-
cifically northern Spain and Morocco. Here we extend com-
parisons to include the Malagassy and southern African suc-
cessions, as recent observations on the Gosau Cretaceous
have shown strong links with this Gondwana fauna (Summ£S-
BERGER 1979; IMMEL etal. 1982). Relevant parts of the Indopa-
cific region are also included.
These observations overlap to a great extent with those of
MarsumoTo (1973), CorLısnon (1977) and Hancock & Ken-
NEDY (1981), hence we concentrate to a greater extent on the
faunal affinities, rather than strict stratigraphic correlation.
Factors influencing the interpretation of palaeobiogeogra-
phic data were recently summarized by Kennepy & CoBBAn
(1976) (see also Kennepy & JuiGner 1976). To illustrate the
thin ice on which we are treading, the distribution of the taxa
Salaziceras BREISTROFFER (Fig. 1) and Heteroceras D’ORBIGNY
and Colchidites Djan£uinze (Fig. 2) is illustrated on the basis
of data collected over the last ten years as well as recent Nauti-
lus. The distribution of Salaziceras has changed from ende-
mic to virtually pandemic; Colchidites and Heteroceras have
changed from latitudinally restricted, typical tethyan taxa to
cosmopolitian (barring the typical European Boreal Realm),
and Nautilus is now known from the Cape of Good Hope
(Fig. 3).
FAUNAISCOMPOSITION
In terms of numbers of species, we see that the fauna is do-
minated by heteromorphs; especially the scaphitids and the
Nostoceratinae-Diplomoceratinae plexus, followed by the
Turrilitinae, Baculitinae and Anisoceratinae. Amongst the
“normally”-coiled ammonites, the Pachydiscidae, Collignon-
iceratidae and Acanthoceratidae are dominant, with really
insignificant proportions of Phylloceratidae, Tetragonitidae,
Gaudryceratidae and Puzosiinae — the latter in terms of rela-
tive abundance as well.
FAUNAEL DISTRIBUTION THROUGH "TIME
A. CENOMANIAN
(Fig. 4, 5)
The Cenomanian is characterized by transgressions in
many parts of the world. Lowermost Cenomanian faunas of
this transgression were recently described by WIEDMANN &
SCHNEIDER (1979) from Mülheim-Broich. These include
Utaturiceras vicinale, a species hitherto only recorded from
the Cenomanian of India and Madagascar (but probably also
present in Zululand), thereby again illustrating how lack of
data can slant palaeobiogeographical interpretation.
A characteristic ofthe German Cenomanian is the presence
of typical “Boreal” and cosmopolitan faunas. The Albian
Hoplitinid or European Province (Owen 1971, 1973) is still
present; the dominant genera now being Schloenbachia and
Hyphoplites. Where these occur, they are the dominant ele-
ments ofthe ammonoid fauna. Co-occuring with these “Bo-
real”, restricted faunas, are true cosmopolitan forms, of
which especially the Turrilitinae (Fig. 5) are conspicuous, in-
cluding species Turrilites costatus, T. acutus, T. scheuchze-
rianus, Neostlingoceras carcıtanense, Hypoturrilites gravesia-
nus, H. tuberculatus, Mariella spp. etc. Other heteromorph
cosmopolitan forms include Sciponoceras baculoide, Scaphi-
tes spp., Idiohamites spp. and Anisoceras spp. Amongst the
Acanthoceratidae many cosmopolitan species also occur, in-
cluding Metoicoceras geslinianum, Acompsoceras sarthense,
Mantelliceras mantellı etc. Allthese allow for worldwide cor-
relation during the Cenomanian (Fig. 4).
Conspicuous absentees from the European Boreal are the
Tetragonitidae, which seem to follow the Tethyan/Boreal
border very closely in Europe (WIEDMANN 1973); a trend
which is to continue with few exceptions throughout the Cre-
taceous. The acanthoceratid Graysonites has not yet been re-
corded from Boreal Europe, but thismay be due to non-expo-
sure. It is known from Spain (WIEDMAnN 1978, 1980).
The boundaries between the European Boreal Realm and
the Tethys are perfect examples of filter routes. What we do
not know is what the element is which is responsible for this
selective distribution. The most common cause cited is tem-
perature, but this has been disproved (see KENNEDY & COBBAN
1976 for summary); instead Harıam’s (1969, 1972) fluctua-
ting environment model appears closer to the truth. WI1ED-
MANN etal. (1978, 1980) ascribe the presence of Boreal faunas
in Morocco due to upwelling.
This division between European Boreal and cosmopolitan
or non-Boreal faunas is to continue throughout the Cretace-
ous with differing degree. What does emerge from the distri-
butional pattern is that this barrier cuts across systematic and
morphological boundaries.
SO) m
30 —
30, ——
60}
417
T
CENOMANIAN
Sciponoceras
baculoide ©
Mantelliceras
mantelli ®
Metoicoceras
geslinianum &
Fig. 4. Map showing cosmopolitan distribution of some taxa in the Cenomanian, and the outline of the
Albian “Hoplitinid” Realm.
60
30
SO
60.
x
IN
7:
< e. J
/ 2
„ Neostlingoceras
carcitanense DO
Fig. 5. Map showing cosmopolitan distribution of Cenomanian turrilitids Turrilites costatus and Neost-
lingoceras carcitanense in contrast to disjunct distribution ofthe Coniacian turrilitid genus Tridenticeras, il-
lustrating that shell morphology in this case seems to have little influence on distributional pattern.
Fig. 6. Photograph of original of Turrilites cenomanensis SCHLUTER to illustrate idealized reconstruction.
Nat. sıze.
B. TURONIAN
(Fig. 7)
The Turonian ammonites of northern Germany differ ın
their affınities from group to group. Unlike their Cenoma-
nian counterparts, the heteromorphs show peak endemism,
and in addition, seem to be facıes controlled. These include
Otoscaphites bladenensis, Scaphites geinitzi s. |., Hyphanto-
ceras reussianum, Psendoxybeloceras (Christopheroceras)
multinodosum, Allocrioceras angustum, A. strangulatum, all
mainly known from the Turonian of Germany and England
(see WricHt 1979). An exception seems to be the baculitid
Sciponoceras bohemicum which has been tentatively reported
n —
TURONIAN
60 - x
Subprionocyclus en
branneri O U)
30°
Collignoniceras
\ A: woollgari®@
30
&:, Hyphantoceras
\\ \ reussianum A
l | | le
from Japan and California. Much of this apparent endemism
may possibly be due to inconsistent systematic procedure, re-
sulting from extreme intraspecific variation. Similarly, some
species have been interpreted too widely. Thus reports of
Hyphantoceras reussianum from the Lower Campanian of
Madagascar are certainly based on misidentification.
Peak endemism amongst heteromorphs is recorded from
Japan, and correlation with Europe on the basis of these is
impossible at specific level. In contrast, Madagascar, which
has gained virtual notoriety for its diverse heteromorph fauna
during all the other stages of the Cretaceous is now characte-
rized by the virtual absence of these. In southern Africa no
onshore Turonian sediments have yet been found.
Fig. 7. Map showing distribution of select taxa during the Turonian.
In contrast, some representatives of the subfamily Collig-
noniceratidae are virtually cosmopolitan; especially in the ge-
nus Subprionocyclus. In the Upper Turonian these include
S. neptuni, S. branneri and $. normalis. In the Middle Tu-
ronıan Collignoniceras woollgarı has wide distribution. ZLe-
CONIACIAN
Peroniceras subtricarinatum ©
Peroniceras westphalicum®
Phlycticrioceras douvillei&--- (
Tridenticeras spp. &
r
60; —
419
cointriceras fleuriausianum from the Zone of Collignoniceras
woollgari is known from Germany, France, England and
Spain. Amongst the Acanthoceratids, Mammites nodosoides
from the Lower Turonian is another cosmopolitan species.
Fig. 8. Map showing cosmopolitan distribution of the representatives of the subfamily Peroniceratinae
and disjunct distribution of Phlycticrioceras douvillei (DE GROSSOUVRE), Coniacian.
Fig. 9. Holotype of Gauthiericeras margae (SCHLÜTER), housed in
the collections of the Geologisch-Paläontologisches Institut, Bonn.
Reduced.
C. CONIACIAN
(Fig. 8)
During the Coniacıan we again have perfect correlation at
specific level in the family Collignoniceratidae; more specific
the subfamily Peroniceratinae, between northern Germany,
Africa, Madagascar, and to a lesser extent the Indo-pacific re-
gion. Species which can be traced worldwide include Peroni-
ceras subtricarinatum, P. tridorsatum, and P. westphalicum
Fig. 10. Photograph of the specimen of Peroniceras westphalicum
(STROMBECK) figured in dorsal view by SCHLUTER (1867, pl. 6,
fig. 2). Reduced.
I: . Zelı T
| SANTONIAN /
60; f
| ) %
| (a
IM
av“
IV
30 | O Plesiotexanites
® Reginaites
& Texanites
7 O Defordiceras
| @ Bevahites
| ® Submortoniceras
® Menabites
30 ® Paratexanites
60° |
|
| | | l
(Fig. 10). Characteristic of the fauna is its paucity in
N. Germany - a trend which is to continue in the European
“Boreal” to the eventual exclusion of the Collignoniceratidae
from this region. Even though the Peroniceratinae seem to
have originated in the European part ofthe Tethys, they reach
their maxımum development in the Coniacian of Zululand,
evolving into smooth, unicarinate oxycones.
Inconsistent interpretation of Ganthiericeras margae
(Fig. 9) may be responsible for the differing stratigraphic pla-
cing of the species in various parts ofthe world. In Germany,
Spain and north Africa, the species is placed in the Middle
Coniacian, whereas in Madagascar (where it is the zonal in-
dex) and Zululand, it is reported from the Upper Coniacıan.
Atthe Craie de Villedieu, G. margae has been found near the
base of the section (Hancock & KEnnepy 1981). Present revi-
sion (KLINGER & KENNEDY in prep.) seems to indicate that the
Afre-Malagassy forms may belong to a species different to
that of Europe.
Amongst the subfamily Texanitinae, a doubtful record of
Paratexanites emscheris connects Zululand with north Ger-
many. A notable absentee is the genus Protexanıtes. How-
ever, wherever the genus occurs, it is sparsely represented in
numbers (KLınger & Kennepy 1980), and its absence ın Ger-
many may be due to collecting failure.
Also amongst the Collignoniceratidae, the absence of the
subfamily Barroisiceratinae, with the exception of Harleites
alstadenensis, more specific the genera Forresteria, Reesidites
and Yabeiceras, some of which are locally common in Zulu-
land, Madagascar, Japan and southern U.S.A. is conspi-
cuous.
Also notably absent are the families Tetragonitidae, Koss-
maticeratidae, Gaudryceratidae — as will also be noted up to
the end of the Cretaceous.
Fig. 11. Map showing wide distribution of the ammonite subfamily Texanitinae COLLIGNON during the
Santonian, including northern Germany.
Amongst the heteromorphs, Tridenticeras can be compa-
red at generic level with northern Spain and Texas, whereas
Phlycticrioceras douvillei is known from the Coniacian of
Germany, France, Oregon and New Mexico.
Thus, during the Coniacian only some Peroniceratinae in
the German Cretaceous have cosmopolitan affinities. The ab-
sence of Tetragonitidae, Gaudryceratidae, Kossmaticerati-
dae, most Barroisiceratinae is characteristic of the European
“Boreal” during the Coniacian.
D. SANTONIAN
(Fig. 11)
During the Santonian the dissimilarities rather than simila-
rities between the European Boreal, and non-Boreal faunas
become conspicuous. In contrast to southern Africa, Mada-
gascar, the Gulf and Pacific Coasts of the U.S.A., Japan and
the Tethyan part of Europe, the subfamily Texanitinae is a ra-
rity in northern Germany, being represented by a single spe-
cimen of Plesiotexanites schlueteri, two of Paratexanites rex
and an uncertain number of Texanıtes psendotexanum. In
Zululand and Pondoland texanitids occur by the hundreds
(KLinGEr & Kennepy 1980); in Madagascar (CoLLIGNON
1977) has collected 800 specimens of Texanıtes.
Another conspicuous absentee in the Boreal part of Europe
is the genus Psendoschloenbachia, apart from the already
predictable tetragonitids, gaudryceratids, and kossmaticera-
tids.
Stantonoceras depressum is common to northern Germany
and France whereas Placenticeras syrtale is common to nor-
thern Germany and the Gosau. At generic level these species
show similarities to forms from the southern U.S.A.
At this stratigraphic level, the contrasting affinities of the
East Alpine Gosau, and the north German Cretaceous are
striking. In direct contrast to the Boreal north German Creta-
ceous the Gosau shows distincet afro-malagassy affinities
(WIEDMANN 1978; SUMMESBERGER 1979; IMMEL et al. 1982). The
Gosau contains species such as Texanites quinquenodosus,
Paratexanites serratomarginatus, Reginaites gappi, Hanerice-
ras gardeni, Hyphantoceras (Madagascarites ?) amaponden-
sis, Kitchinites stenomphalus, Skoumalıa austriaca, Neocrio-
ceras (Schlueterella) compressum, Anagaudryceras cf. subtili-
lineatum, Saghalinites aff. wrighti, Pseudophyllites latus,
Damesites cf. compactus, Kossmaticeras cf. sparsicostum, Eu-
lophoceras natalense, Diplomoceras (Glyptoxoceras) subcom-
pressum, all of which occur, or have closely related counter-
parts in the Santonian of Madagascar, Zululand and Pondo-
land. Close comparisons also exist between the Santonian of
the Gosau and India, but surprisingly, no texanitids have as
yet been recorded from India (CoLLiGnon 1948; Sasıry et al.
1968; Hancock & Kennepy 1981) — nor for that matter from
Australia or New Zealand. An as yet undescribed texanitid
fauna is known from Patagonıa (Katz 1963).
Euhomaloceras incurvatum, known from northern Ger-
many, W. Europe and the Gosau may possibly be a senior
synonym of Baculites capensis, in which case the distribution
may be expanded to include the Santonian of Pondoland, Zu-
luland, Madagascar, Japan and California.
421
All in all, the north German ammonite faunas are typically
Boreal, and are characterized not so much by the presence of
certain taxa, but rather by their absence or poor representa-
tion. This of course, causes severe difficulty in global correla-
tion (see Hancock & Kennepy 1981).
E. CAMPANIAN
(Fig. 12, 13, 14)
Affinities of the Campanian ammonoid fauna of northern
Germany are virtually a continuation of the trend initiated in
the Coniacian, and firmly established in the Santonian. No
texanitids at all are known from northern Germany. In other
areas where the subfamily Texanitinae does occur, the genera
Menabites s. |., Bevahites and Submortoniceras are typical
of the Lower and Middle Campanıan (Fig. 12).
The family Tetragonitidae is represented by one species,
Tetragonites obscurus. "The absence of the ubiquitous genus
Psendophyllites is striking, considering the virtual cosmopol-
itan distribution of the genus (KenneDy & CopBan 1976).
Most of the scaphitids appear latitudinally restricted or en-
demic, but some are good for correlation between Europe and
North America. Scaphites hippocrepis, which marks the base
of the Campanian (Cossan 1969) occurs all over Europe, and
in the Western Interior, Gulf and Atlantıc Coastal Plains of
North America. Trachyscaphites spiniger has the same geo-
graphical distribution, and marks the Lower Upper Cam-
panian. Neither of these is found in the southern Hemisphere
(Fig. 13). In addition, several scaphitid genera appear restric-
ted to the northern hemisphere, or endemic, e. g. Acantho-
scaphites, Clioscaphites, Desmoscaphites, Discoscaphites,
Haresiceras, whereas Hoploscaphites appears cosmopolitan.
Nearly all the “normal” pachydiscids recorded from nor-
thern Germany seem confined to Europe and European
USSR. In addition, the family as a whole seems to be in need
of restudy. Records of Anapachydiscus wittekindi from the
Lower Campanian of Madagascar (CoLLiGnon 1960, 1969)
and the second division of the Campanıan from Zululand
(Kennepy & Kuinger 1975) are either based on misidentifica-
tions, or the species has a very long range; being known from
the Upper Campanian Zone of Bostrychoceras polyplocum in
Europe.
Surprisingly the micromorphic pachydiscids, e. g. Patagio-
sites, Urakawites, Menuites and Psendomennites have a
world-wide distribution at generic level, but are always
poorly represented in terms of numbers.
Even though details of species still have to be worked out,
the Upper Campanian is marked by the presence of the cos-
mopolitan genus Hoplitoplacenticeras (Fig. 14) (even though
it ranges locally into the Lower Maastrichtian in France [Ho
WARTH 1960: 391]).
The phylloceratid Partchiceras forbesianum (= SCHLUTER’S
Ammonites velledaeformis, pl. 18, fig. 6 only) occurs nearly
world-wide in the Campanian, having been recorded from
Europe, Japan, New Zealand, British Columbia, Alaska,
Madagascar, Graham Land and Siberia - this distribution pat-
tern is in stark contrast to the restricted occurrence of Phyllo-
ceras velledaeformis - known only from Germany and Den-
mark.
CAMPANIAN
60
30° ® Reginaites
O Submortoniceras
®Bevahites
4 Menabites
o
30
60°
Fig. 12. Map showing restricted distribution of ammonite subfamily Texanıtinae COLLIGNON during the
Campanıan.
[5 T DEE
CAMPANIAN
60 —
30
[e)
o
30 ——
60°; : : :
| Scaphites hippocrepis ®
|
l l |
Fig. 13. Map showing apparent latitudinally restricted distribution of some scaphitids during the Camp-
anıan.
Even though SCHLUTER described a large number of hete-
romorphs from the Campanian, no typical Nostoceratids,
such as are known from U.S.A., Angola, Madagascar or Is-
rael seem present in Boreal Europe. Instead, Bostrychoceras
polyplocum occurs in great numbers in the Upper Campani-
an. Many ofthe Campanian heteromorphs have a wide distri-
bution in Europe, e. g. Neocrioceras (Schlueterella) psendo-
armatum, Pseudoxybeloceras (Parasolenoceras) interruptus,
Glyptoxoceras retrorsum, “Neancyloceras” bipunctatum etc.,
but at generic level occur world-wide.
Records of Boreal European baculitids from other areas
have to be viewed with caution. Thus the tentative record of
B. anceps from California has been referred to B. subanceps
pacificus, a northern Hemisphere subspecies of the Upper
Campanian Angolan B. subanceps subanceps (HowarTH
1960). CoLıisnon (1969) used Baculites leopoliensis as an in-
so
CAMPANIAN
30) —
Ze
30|
co
ll en | |
Fig. 14. Map showing cosmopolitan distribution of genus Hoplitoplacenticeras during the Campanian.
dex for the Middle Campanian of Madagascar, but in North
Germany, Poland, European USSR and Central Asia it oc-
curs in the Upper Campanian Zone of Bostrychoceras poly-
plocum (cf. ATABEKIAN & KHakımov 1976). Again we have to
question this identification.
F. MAASTRICHTIAN
(Fig. 15, 16)
Pachydiscus neubergicus ıs usually taken to mark the Lower
Maastrichtian and has a wide distribution (Fig. 15). Unfortu-
60 —
30, —
o m
30 — L :
Pachydiscus neubergicus O
so —
| L l
nately, however, doubt now exists if this species is really re-
stricted to the Lower Maastrichtian (BIRKELUND 1979) or con-
versely, if juvenile pachydiscids can be satisfactorily identi-
fied (Hancock & Kennepy 1981).
The characteristic faunal element of the Lower Maastrich-
tian in the southern Hemisphere is the genus Eubaculites.
This consists of about four species with overlapping morpho-
logies and stratigraphic ranges (KLınger 1976), but has been
recorded in reasonable numbers from southern India, West
Australia, New Zealand, Madagascar, Mozambique, Zulu-
land, offshore southern Cape, Peru, Chile and Argentina
(Fig. 16).
Fig. 15. Map showing distribution of doubtful records of Pachydiscus neubergicus.
424
F ur
| MAASTRICHTIAN /
60
}
Diplomoceras cylindraceum O
30° Diplomoceras notabile@
Bu ee
30 7
Eubaculites spp. &
60 =
| | | l
Fig. 16. Map showing latitudinally restricted distribution of Eubaculites spp. and apparent Boreal and
non-Boreal distribution of Diplomoceras cylindraceum (DEFRANCE) and D. notabile (WHITEAVES).
Only a few specimens are known from California (MaTsu-
moro 1959) and a single figured specimen from Limbourg
(BinckHoRrsT 1861). KEnnEDY (pers. comm.) also recorded it
from Neuberg in Austria. This appears to be one of the few
taxa with potential for world-wide correlation, even though
its major occurence is distinctly austral.
Diplomoceras cylindraceum has been widely cited from the
Lower Maastrichtian of Europe, European USSR and Cri-
mea, whereas the non-Boreal counterpart, D. notabile ıs wi-
dely recorded elsewhere. Unfortunately, however, these spe-
cies, if interpreted correctly, seem to have long stratigraphic
ranges. BirKkELUND (1979) records D. cylindraceum for the
whole of the Maastrichtian, whereas D. notabile already
seems to occur in the Upper Campanıan of Zululand
(Fig. 16).
SUMMARY
During the Cenomanian distinct European Boreal genera
exist, which clearly define the borders of this Realm, but they
are accompanied by cosmopolitan forms. Subsequently, no
typical European Boreal genera occur, but we do seem to have
latitudinal restriction amongst the baculitids and scaphitids
towards the end of the Cretaceous. In addition, the European
Boreal Realm is characterized not so much by the presence of
certain faunas, but rather by their absence or paucity. These
include the families and subfamilies Texanitinae, Tetragoniti-
dae, Gaudryceratidae, Kossmaticeratidae, Barroisiceratinae,
and Pseudoschloenbachiinae. These groups occur at virtually
all latitudes outside it so that temperature as a controlling fac-
tor can be ruled out, as already shown by WIEDManNn (1973).
It appears that most attempts at interpretation of palaeo-
biogeographical data lead to more questions than answers.
Examples here are the absence of Texanitinae and Pseudo-
schloenbachiinae from Australia and New Zealand.
On the basis of the ammonite distribution here presented,
there seems to be no need for separation of a dinstinct Austral
Realm as suggested, amongst others, by STEvEns (1973).
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| Zireelinn | 0 | 427-438 MenehenR11983 ISSN 0373 - 9627
427
Zur Frage der Äquivalenz der Stufen Tithon/Berrias/Wolga/
Portland in Eurasien und Amerika. Ein Beitrag zur Klärung der
weltweiten Korrelation der Jura-/Kreide-Grenzschichten im
marinen Bereich
ARNOLD ZEISS*)
Mit 2 Tabellen
KURZFASSUNG
Die weltweite Regression während des Ober-Tithon und
des Unter-Berrias hatte zur Folge, daß zwischen den beiden
Großfaunenprovinzen des borealen und mediterranen Be-
reichs immer weniger Verbindungswege und damit Möglich-
keiten des Faunenaustausches bestanden. Während im Mit-
tel-Tithon in Europa noch die zentrale Verbindung über die
polnische Straße existierte, gibt es an der Jura/Kreide-Wende
nur noch zwei Meeresstraßen. Das ist einerseits der Westrand
Nordamerikas und andererseits das nördliche Vorland des
Kaukasus, über das wenigstens zeitweise eine Verbindung
zwischen Tethys und dem Subboreal der russischen Plattform
möglich war. Neben dieser Reduktion der Austauschmög-
lichkeiten zwischen den Großbereichen, ist aber auch inner-
halb derselben eine Tendenz zu immer stärkerer Abschnü-
rung einzelner Meeresbecken und damit zur Ausbildung pro-
vinzieller und subprovinzieller Faunen gegeben.
Obwohl in den letzten Jahren viele Fortschritte in der Kor-
relation erzielt wurden, scheiterten die meisten dieser Versu-
che daran, daß die entscheidenden Überschneidungsbereiche
nicht oder nur ungenügend in die Überlegungen mit einbezo-
gen wurden und daß z. T. veraltete Zonengliederungen her-
angezogen wurden, wo neue, besser geeignete bereits vorla-
gen. Viele Autoren berücksichtigten zudem nur eine Orga-
nismengruppe; bei derartig erschwerten Korrelationsbedin-
gungen kann ein Erfolg aber nur unter Berücksichtigung
möglichst vieler Organismengruppen und unter Berücksich-
tigung möglichst vieler Faunenprovinzen erreicht werden.
Die Ergebnisse einer derartigen multidisziplinären Korrela-
tion anhand der wichtigsten marinen, global anwendbaren
Leitfossilgruppen im Bereich der Jura-/Kreide-Grenze
(Ammoniten, Buchien, Calpionellen) zeigt Tabelle 1.
ABSTRACT
The worldwide regression during the Upper Tithonian and
Lower Berriasian caused a continous reduction of the seaways
connecting the Boreal and the Mediterranean (resp. Pacific)
realm. Besides that, connections between the different parts
of the seas within these realms became more and more restric-
ted, so that anumber of provincıal or subprovincial faunal de-
velopments took place.
Around the Jurassic-/Cretaceous Boundary apparently
only two seaways were in existence: the one along the west-
side of North-America (with overlapping of pacific and
(sub-)boreal faunal elements), the other via the Caucasus and
*) A. Zeiss, Institut für Paläontologie, Universität Erlangen-Nürn-
berg, Loewenichstraße 28, D-8520 Erlangen
adjacent areas (with overlapping of submediterranean and
subboreal elements).
Neglection of such seaways with overlapping of faunes by a
number of European authors engaged with establishing of in-
terregional correlation charts seems to be one of the reasons of
the many different opinions on this subject.
Too, the rapid increase of knowledges not always has been
kept in mind; thus outdated subdivisions were used, where
new ones were already available provoking still more complı-
cations. Also some authors used only one group of guide-fos-
sils, while it is necessary that as many guide fossil groups as
possible are considered, if conditions of correlation are such
difficult as at the Jurassic/Cretaceous boundary. Further,
problems of definition and nomenclature of the uppermost
Jurassic stage impaired the correlation.
428
The aim of this paper is to inform about the present status of
these problems and to provide a revised table (with explana-
tions) for a worldwide correlation of marine zonal sequences
of some of the most important provinces and subprovinces of
the above mentioned realms (Tab. 1). This has been establis-
hed by use of the most important guide fossil groups in the
Jurassic-/Cretaceous border beds (ammonites, buchias and
calpionellids).
A. VORWORT
Bereits 1977 hatte der Verfasser anläßlich des Internationa-
len Symposiums über die Jura-/Kreide-Grenze in Bulgarien
und des Internationalen Kolloquiums über den Oberen Jura
und die Jura-/Kreide-Grenze im Borealen Bereich in Sibirien
ein neues Korrelations-Schema für die Jura-/Kreide-Grenze
vorgelegt. Doch konnten diese Untersuchungen bisher nur in
russischer Sprache (Zeıss 1979) oder nur in kurzen Auszügen
mit der Tabelle publiziert werden (Zeiss 1977b, 1978).
Seither erschien eine Reihe von Arbeiten, die wichtige neue
Erkenntnisse zur Detail-Stratigraphie und zur Korrelation
der Ober-Jura/Unter-Kreide-Grenzschichten vermitteln
(vgl. Core (1978), Core & WımBLepon (1978), SAZANOVA &
Sazanov (1979, 1982), MAREK & RaczynskA (1979), Saks etal.
(1980), SurLyk (1978), JELETZKY (1979), CaLLomon & Bıirke-
ıunD (1982 MS), H. Leanza (1980, 1981), H. Leanza &
WIEDMANN (1980), WIEDMANN (1980, 1981), OLorız & TAVERA
(1981), TAverAa (1981), HOEDEMAKER (1981, 1982a, b), Bus-
NARDO et al. (1979), Kemper et al. (1981), KuTEk & WIERZ-
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(1979), Lurpov et al. (1979), Makarjeva (1979), SAPUNOV
(1977, 1979), Enav et al. (1976), Gevssant (1979), IMLAY
(1980, MESEZHNIKOV (1982), MESEZHNIKOV et al. (1979), Sur-
LYK & ZAKHAROV (1982) und ZAKHAROV (1981)).
Diese Arbeiten enthalten neben neuen Ergebnissen z. T.
auch stark divergierende Ansichten zur großräumigen Korre-
lation. Es war daher das Ziel der hier vorgelegten Untersu-
chungen, die in diesen Arbeiten erzielten neuen Ergebnisse zu
überprüfen, mit meinen eigenen und denjenigen anderer Au-
toren zu vergleichen und, soweit erforderlich, meine Tabelle
von 1977 abzuändern und zu ergänzen. Es sei vorwegge-
schickt, daß an den Grundzügen dieser Tabelle nichts geän-
dert werden mußte. Die vorgenommene Korrelation und er-
gänzte Detail-Stratigraphie bedurfte aber einer eingehenden
Begründung. Um die Tabelle übersichtlicher zu gestalten,
wurde für den vorliegenden Zweck die Korrelation des Un-
ter-Tithon sowie dıe Gliederung nach nicht-marinen Östra-
coden weggelassen, die in früheren Tabellen enthalten waren
(vgl. z. B. Zeıss 1979).
Der Autor ist zahlreichen Kollegen für die Zusendung von
Literatur zu Dank verpflichtet; ganz besonders möchte er
Frau Prof. Dr. T. Birkelund, Kopenhagen und Herrn Dr. P.
Hoedemaker , Leiden, für die Zusendung von noch unpubli-
zierten Manuskripten oder Manuskriptteilen danken. Herr
Prof. Dr. J. H. Callomon, London, und Prof. Dr. V. V.
Vakhrameev, Moskau, vermittelten freundlicherweise Ko-
pien schwer zugänglicher Arbeiten. Frau Chr. Sporn, Erlan-
gen, fertigte dankenswerterweise die Vorlagen zu den Tabel-
len an.
B. EINLEITUNG
Jede stratigraphische Arbeit im Bereich der Jura-/Krei-
de-Grenzschichten sieht sich derzeit mir drei Problemkreisen
konfrontiert:
1. Den Unsicherheiten bei der Korrelation zwischen und so-
gar innerhalb einzelner Faunenprovinzen; diese betreffen
sowohl Stufen, Unterstufen, Zonen und Subzonen. Hier-
für ist die starke Regression der Meere an der Jura-/Krei-
dewende verantwortlich, die zur Entwicklung stark diffe-
renzierter, provinzieller (und subprovinzieller) Faunen
führte. Auf diesen Problemkreis wird weiter unten aus-
führlich eingegangen.
2. Den Unsicherheiten hinsichtlich der Nomenklatur und
Definition der obersten Stufe des Jura und der untersten
Stufe der Kreide (Tithon oder Wolgastufe [Volgien] bzw.
Portland s. gall. oder s. brit.; Berrias oder Rjasanstufe).
Die Frage der Benennung der obersten Jurastufe ist von
der Internationalen Subkommission für Jura-Stratigraphie
zu entscheiden. Der augenblickliche Stand wird zur In-
formation in Tab. 2 dargestellt.
Es sei betont, daß in neueren Arbeiten weitaus die meisten
Autoren das Tithon als oberste Stufe des Jura verwenden.
Diese klare Bevorzugung des Tithon ergab sich auch aus
einer Meinungsumfrage der Internationalen Subkommis-
sion für Jura-Stratigraphie im Jahre 1982.
3. Den Unsicherheiten über die Lage der Jura-/Kreide-
Grenze. Derzeit gibt es zwei Varianten, die von der Inter-
nationalen Working Group on the Jurassic/Cretaceous
Boundary als Provisorien empfohlen werden (Abstim-
mung anläßlich einer Arbeitssitzung am 2. Juni 1982 ın
München). Sie sind in Tab. 1 mit dargestellt. Die erste Va-
riante gilt für den mediterranen und submediterranen Be-
reich und legt die Jura-/Kreide-Grenze an die Basis des
Berrias (Basis der Jacobi-/Grandis-Zone), die zweite für
den borealen und subborealen Bereich. Hier liegt diese
Grenze an der Basis des Rjasan (Basis der Rjasanites-Zone
bzw. ihrer Äquivalente).
Im ostpazifischen Bereich wird die Jura-/Kreide-Grenze
ebenfalls an die Grenze Ober-Tithon/Berrias gelegt (Im-
LAY 1980, JELETZKY 1973, 1982, H. Leanza 1981). Dazu ist
aber zu bemerken, daß das höchste Tithon Amerikas nach
Auffassung des Autors dem unteren Berrias in Europa ent-
spricht, dh. Tithon und Berrias haben im mediterranen
und pazifischen Bereich unterschiedlichen Umfang (vgl.
Tab. l’und 2).
Andere Vorschläge aus neuerer Zeit stammen von HofDE-
MAKER (1981), WIEDMANN (1974) und DRUSHTCHITZ & GOR-
BATSCHIK (1979).')
Die oben genannte Working Group hat die endgültige
Grenze nach weiteren Erörterungen der diesbezüglichen
Probleme festzulegen.
Die starke Provinzialisierung der Ammoniten-Faunen im
Bereich des oberen Jura und der unteren Kreide hatzur Folge,
daß für viele Sedimentationsbecken eigene Zonengliederun-
gen aufgestellt werden mußten; in Tab. 1 wurde versucht, aus
jeder wichtigeren Faunenprovinz (Mediterran, Submediter-
ran, Subboreal, Boreal, Pazifisch [= Perigondwana, sensu
Enay 1972]) eine Standardgliederung zur Darstellung zu
bringen; dies war jedoch nur für Gebiete möglich, aus denen
eindeutig verwertbare, neuere Bearbeitungen vorlagen. Ein
Vergleich mit früheren Tabellen des Verfassers (Zeıss 1965,
1974, 1977 a, b und 1979) zeigt, wie in rascher Abfolge neue
Arbeiten erschienen, die eine Ergänzung der früheren Tabel-
len ermöglichten bzw. notwendig machten.
Wenn auch mit dem Abschluß der Arbeiten über das
Ober-Tithon und Berrias in Südspanien und die Wolgastufe
in Ostgrönland wesentliche Lücken im Kenntnisstand ge-
schlossen werden konnten, kann auch die hier vorliegende
Tabelle wegen zahlreicher noch nicht restlos geklärter Pro-
bleme natürlich noch kein endgültiges Ergebnis darstellen.
Vereinzelt mögen Grenzen etwas tiefer oder höher liegen
oder kleinere Lücken vorhanden sein, die bei dem vorhande-
nen Raum auch nur schlecht darzustellen gewesen wären.
Auch bestehen zwischen manchen charakteristischen Faunen
beträchtliche Dokumentationslücken (vgl. Sparu, 1952, S.
29) und sind in vielen Gegenden die Kenntnisse über die ver-
tikale und quantitative Verbreitung charakteristischer Arten
noch recht gering. Zu den bahnbrechenden Arbeiten, diese
Probleme zu lösen, gehören die Untersuchungen von Hor-
DEMAEKER in Südspanien (1982 a). — Die hier vorgelegten Un-
429
tersuchungsergebnisse sollen also auch dazu anregen, die
noch fehlenden Lücken in den Detail-Kenntnissen zu schlie-
ßen um so den Ablauf der erd- und lebensgeschichtlichen
Entwicklung im Bereich der Jura-/Kreide-Grenz-Schichten
immer besser erhellen zu können.
Die Zonenabfolgen in Tabelle 1 wurden vor allem unter
Verwendung folgender Publikationen zusammengestellt
(man vgl. a. Zeıss, 1979, S. 15):
a) Westliches Mediterrangebiet (Südfrankreich, Südspanien,
Nordafrika): Enav & Gevssant (1975), OLorız (1978),
Ororız & TaverA (1981), TAvERA (1981), BUsNARrDo et al.
(1979), LE HEGARAT (1973).
b) Submediterrangebiet in Mittel- und Osteuropa: BARTHEL
(1975), Zeıss (1968, 1977 a), KuTER & Zeıss (1974, 1975),
Sapunov (1977, 1979), SACHAROV (1975, 1976), MAKARJEVA
(1979), Housa (1975), KvAanTALıanı & Lyssenko (1979),
SazanovaA (1977), DRUSHTCHIZ & GORBATSCHIK (1979).
c) Westliches Subborealgebiet (England und benachbarte
Regionen): Core (1967, 1978), WIMBLEDON & Cop (1978),
Townson & WIMBLEDON (1979), Casey et al. (1977), Casey
(1973), Rawson et al. (1978).
d) Östliches Subborealgebiet (Russische Plattform): MicHA]J-
ov (1964), MicHAJLOV & GERASIMOV (1966), GERASIMOV
(1969), Casey et al. (1977), MESEsHNIKOV et al. (1979), Ku-
TEK & Zeıss (1974), Zeıss (1977 a), Sazanova (1977), ZAkK-
HAROV (1981).
e) Borealer Bereich (Nordwest- und Nordsibirien, Grönland
und N-Kanada): Saxs et al. (1976, 1980), ZAKHAROV
(1981), CAaLLomon & BirkELunD (1982 MS), JELETZKY
(1979), SurLyk (1978).
f) Ostpazifischer Bereich (Westliches Nord- und Süd-Ame-
rıka, Mittelamerika): JELETZKY (1973, 1975), ImLay & JONES
(1970), FREBOLD & Tipper (1970), VERMA & WESTERMANN
(1973), A. Leanza (1945), H. Leanza (1980, 1981),
H. Leanza & WIEDMANN (1980).
€. DAS OBER-TITHON UND SEINE ÄAQUIVALENTE
Das Ober-Tithon umfaßt seit der Abstimmung nach dem
Kolloquium in Lyon & Neuchatel (1973) nur noch zwei Zo-
nen: Micracanthoceras micracanthum (unten) und Durangi-
tes (oben). Die Jacobi-Zone wurde mit der Grandis-Zone
vereinigt und dem Berrias zugeschlagen.
Auf Grund der von Enay & GEyssanT (1975) und OLorız &
TAvERA (1981) neu aufgestellten Gliederungen für das medi-
terrane Ober-Tithon ist eine bessere Vergleichsmöglichkeit
mit dem Ober-Tithon Mittel- und Südamerikas gegeben als
mit der von WıEpmann (1980a, b) verwendeten ‚‚Standard-
zonation“, welche z. T. aus dem Submediterrangebiet
stammt.
1) HOEDEMAKER (1981) hält auf Grund des allgemeinen Umschwun-
ges in der Ammonitenfauna die Basis der Occitanica-Zone für die
am besten geeignete Jura-/Kreidegrenze, WIEDMANN (1974) und
DRUSHTCHITZ & GORBATSCHIK (1979) plädieren für Basıs des Va-
langin (Pertransiens-Zone). Beide Ansichten sind in Tab. 1 jeweils
durch (X) markiert.
Außerdem bieten die Untersuchungsergebnisse von Enay
(1972), VERMA & WESTERMANN (1973) und ImLAY & JONES
(1970) wichtige Quellen für die hier vorgelegten Korrelatio-
nen, Arbeiten, deren Ergebnisse manche Autoren zu wenig
berücksichtigten und sie deshalb zu falschen Schlüssen führ-
ten.
Vergleichen wir nun die Ammonitenabfolgen des Ober-Ti-
thon im westlichen Mediterrangebiet mit jenen im ostpazifi-
schen Bereich Amerikas, so ergibt sich, daß viele leitende
Gattungen in beiden Gebieten vorkommen (vgl. Enay &
GexyssanT 1975, OLorız & TavErA 1981, H. Leanza 1981). Es
ist also die Möglichkeit einer direkten Korrelation zwischen
beiden Gebieten gegeben (vgl. Tab. 1). Im unteren Teil der
Micracanthum-Zone Südspaniens tritt, ebenso wie in der /n-
ternispinosum-Zone Südamerikas, erstmals eine Art der Gat-
tung Corongoceras auf; Corongoceras und Micracanthoceras
erreichen dann im oberen Teil der Micracanthum-Zone ihre
Hauptverbreitung, in der darüber folgenden Durangites-
430
Zone kommen beide Gattungen ebenfalls, aber nur noch un-
tergeordnet, vor. Es ist deshalb anzunehmen, daß der untere
Teil der Micracanthum-Zone Südspaniens der Internispino-
sum-Zone in Südamerika entspricht, also ein etwas jüngeres
Alter besitzt als H. Leanza (1980) auf Grund der Perisphinc-
ten-Assoziation annahm. Hierfür spricht auch das Vorkom-
men von Hemispiticeras, das in Spanien erst in der oberen
Micracanthum-Zone vorkommt. Ferner kann man den obe-
ren Teil der Micracanthum-Zone Südspaniens mit dem unte-
ren Teil der Corongoceras alternans führenden Schichten
Südamerikas, die Durangites-Zone mit deren oberem Teil
korrelieren. Es ist interessant, daß Durangıtes von Enav etal.
(1976) auch im östlichen Mediterrangebiet in der Süd-Türkei
gefunden wurde.
Im östlichen Submediterrangebiet (Bulgarien, östl. Mitte-
leuropa, Krim, Kaukasus) wird die Micracanthum- und die
Durangites-Zone durch die Zone des Paraulacosphinctes
transitorins und des Micracanthoceras micracanthum vertre-
ten (vgl. Sarunov 1977). Beide Arten haben hier offenbar eine
größere Vertikalverbreitung wie in Süd-Spanien. Dies ergibt
sich auch daraus, daß Crassicollarıa alpina (Zone A) sowohl
die mediterrane Micracanthum-Subzone und die Durangı-
tes-Zone als auch die Transıtorius-Micracanthum-Zone in ih-
rer Gesamterstreckung charakterisiert (GEyssant 1979, TaA-
VERA & OLorız 1981, MAkARJEvA 1979, Sarunov 1977). GE-
RAsSIMOY etal. (1975) und Sarunov (1977) schlossen auch noch
die darüber folgende Jacobi- [= Chaperi- und Delphinen-
sis-] Zone mit ın die letztgenannte Zone ein (vgl. hierzu $. 433).
HOEDEMAKER (1982a) verwendet den Begriff Transitorins-Su-
perzone (unter Einschluß der Jacobi-Grandis-Zone). Eine
Diskussion hierüber soll an anderer Stelle erfolgen.
Von Südamerika aus läßt sich die Korrelation der Schichten
mit Corongoceras und Micracanthoceras nach Norden bis
Mexiko durchführen. Hier gesellen sich Durangites und
Kossmatia als weitere kennzeichnende Faunenelemente
hinzu (VERMA & WESTERMANN 1973). Mit Hilfe der beiden
letztgenannten Gattungen ist auch die Korrelation nach Kali-
fornien möglich; Kossmatia tritt dort zusammen mit leiten-
den Arten der Bivalvia-Gattung Buchia auf (B. piochu,
B. elderensis). Buchia piochii kommt weiter im Norden, im
westlichen Kanada, zusammen mit der subborealen Ammo-
niten-Gattung Titanites vor (FREBOLD & Tırrer, 1970, S. 17),
so daß wir hier eine Korrelierung zwischen pazifischen und
subborealen Faunen vornehmen können. Man geht kaum
fehl, wenn man die Titanites occidentalis und Buchia piochii
führenden Schichten mit jenen subborealen Schichten Eng-
lands und Nord-Frankreichs parallelisiert, die dieselbe Gat-
tung (Galbanites okusensis — Paracraspedites oppressus-Zone)
bzw. nahe verwandte Gruppen (Glaucolithites glaucolithus-
Zone, ? Progalbanites albanı-Zone) enthalten. Sonst kommt
die Gattung Titanites nur fraglich in Grönland (SpatH 1936,
S. 155) und möglicherweise in der Russischen Plattform vor
(Arkeıı 1946, S. 24 u. 28). — Im übrigen ist auch eine direkte
Korrelation des unteren Abschnittes der Buchia piochu-
Zone (B. elderensis-Subzone) mit dem Mittel-Volgien des bo-
realen Bereiches möglich (vgl. ZakHarov 1981, Tab. 3; Sur-
LYK & ZAKHAROV 1982, Tab. 3).
Zwischen dem Mediterrangebiet und dem Subbore-
algebiet erfolgt die Korrelation der tieferen Schichten des
Ober-Tithon am sichersten über das Submediterrangebiet des
östlichen Mittel-Europa (Kutek & Zeıss, 1974, 1975; Zeiss
1977 a). Über der mitteltithonischen Zone des Pseudovirgati-
tes puschi (mit llowaiskya tenuicostata und Isterites subpal-
matus) folgt in Polen die Zone des Zaraiskites scythicus (mit
Isterites mazoviensis), der in Österreich und der CSSR die
Zone des Pseudovirgatites scruposus (mit Pavlovia iatrensis
und /sterites austriacus) äquivalent ist.
Im Liegenden und Hangenden dieser Schichten ist die di-
rekte Korrelation zwischen Submediterran- und Subboreal-
gebiet im Detail unsicher.
Ebenfalls mehr Detail-Probleme als ursprünglich ange-
nommen, wirft die Korrelation zwischen den Subboreal-
gebieten Englands und der Russischen Plattform sowie den
Borealgebieten in Grönland und Nord-Sibirien auf. Die in
Tab. 1 vorgenommene Korrelation fußt auf den Publikatio-
nen von Casey (1973), Casey et al. (1977), Saxs et al. (1976,
1980), Core (1978), WIMBLEDON & Core (1978) und CALLo-
MON & Birkerun (1982 MS). Zu bemerken ist, daß Tab. 1
schon fertiggestellt war, als ich die Arbeit von CaLLomon &
Birk£Luno erhielt; wegen der großen Bedeutung dieser Arbeit
wurde versucht, wenn auch unter Schwierigkeiten, die Zo-
nenfolge Grönlands in Tab. 1 noch mit darzustellen. Es war
nicht zu umgehen, daß wegen des fehlenden Raumes Zonen,
die in Grönland übereinander folgen, z. T. nebeneinander
angeordnet werden mußten.
Die tiefste Index-Art des Mittel-Volgien in Grönland, Dor-
soplanites primus (CaLLomon & BirkeLunD [MS]) zeigt große
Ähnlichkeit zu Pavlovia sp. A. (Core 1978, Fig. 6) aus dem
untersten Teil der Pallasiordes-Zone Englands, in welchem
die Index-Art noch nicht auftritt; man trennt diesen daher
besser als eigene Subzone ab. Diese tiefsten Teile der Pavlovi-
en-Schichten werden hier, zusammen mit den höchsten Ab-
schnitten der Paravirgatus-Subzone, für Äquivalente des Mit-
tel-Tithon im süddeutschen Submediterrangebiet gehalten.
Weitere Untersuchungen, insbesondere über die pavloviden
Typen der Neuburger Schichten, sind unbedingt erforder-
lich, um diese Annahme zu bestätigen.
Die Korrelation der nächsthöheren borealen /atrensis-
Zone mit der Pavlovi-Zone der Russischen Plattform und
damit auch der Pallasioides-Zone Englands kann als gesichert
gelten. Die darüber folgende Zone der Strajevskya strajevs-
kyı Nordwestsibiriens ist faunistisch eng mit der sie unterla-
gernden und überlagernden Zone verbunden, sogar die In-
dex-Art tritt in diesen Zonen auf (vgl. Saks et al. 1976, S. 28).
Größere zeitliche Lücken zwischen diesen Zonen wird man
deshalb wohl ausschließen können. CALLOMON & BIRKELUND
parallelisieren sie mit der Rugosa-Zone in Grönland und ge-
ben als beste faunistische Vergleichsmöglichkeit die Fauna der
Communis-Zone an; deshalb kann man m. E. die Strajevs-
kyi-Zone mit den beiden genannten Zonen gleichsetzen und
auf die Annahme einer Lücke im Bereich der Communis-
Zone verzichten, eine Möglichkeit, die auch CaLLomon &
BirkeLunD (1982 MS) nicht ausschlossen.
Zwischen den beiden darüber folgenden grönländischen
Zonen des D. liostracus und des D. gracılis (unterer Teil)
sind die faunistischen Unterschiede ebenfalls nicht sehr groß.
Auf Grund der Faunenzusammensetzung ist anzunehmen,
daß die D. biostracus und der untere Teilder D. gracılis-Zone
der Zone des D. ilovaiskyi Sibiriens entsprechen. In England
fällt diese Faunenassoziation möglicherweise in die „„Lingula
beds“ der oberen Rotunda-Zone, aus denen bisher Ammoni-
431
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SVIHY39-4390
NIINVIVA
"Y3LnNn
432
tenfunde fehlen (vgl. Core 1978, Fig. 11). Der obere Teil der
Gracilis-Zone entspricht vermutlich der D. maximus-Zone
Sibiriens (zur Obergrenze vgl. unten).
Über der D. maxıimus-Zone folgt in Nordsibirien die
Taimyrosphinctes excentricus-Zone; sie ist faunistisch eng mit
der unterlagernden Maximus-Zone verknüpft (vgl. Saxs et al.
1976, S. 240/241). Ob sie nur der V. fittoni-Zone Englands
entspricht oder ob sie noch in den Bereich der Albani-/Psen-
dapertum-Zone hinaufreicht, läßt sich derzeit nicht sicher
beurteilen. Saxs et al. (1976, Tab. 4) parallelisieren sie mit der
Crendonites- und Rosanovi-Zone. Da aber nach diesen Au-
toren die Taimyrosphinctes excentricus-Zone unterhalb der
Epivirgatites varıabilis-Zone, einem Äquivalent der engli-
schen E. nikitini-Zone,liegt, kann nur die Parallelisierung mit
der Rosanovi-Zone richtig sein (vgl. Tab. 1). Hierfür spricht
auch, daß Taimyrosphinctes exentricus in manchen Exempla-
ren Formen von Virgatopavlovia fittoni ähnlich ist (man vgl.
z. B. Saxsetal. 1976, Taf. 24, Fig. 1 mit Core 1978, Taf. 55,
Fig. 1). Es bedarf weiterer Untersuchungen, um abzuklären,
ob hier nun eine Zufälligkeit oder engere Verwandtschaft vor-
liegt.
Über der Zone des Virgatites rosanovi folgt in der Russi-
schen Plattform die Zone des Epivirgatites nıkitini, eine Art,
deren Auftreten in England Core (1978) genau in der oberen
Albani-Zone fixieren konnte. Nach WımBLEDON & CoPpE
(1978, S. 183) kommen andere Arten der Gattung auch in tie-
feren Lagen der Albanı-Zone vor; hierbei dürfte es sich ver-
mutlich um primitivere Formen, wie E. vulgaris, handeln.
Wichtig ist das Auftreten von Epipallasiceras ın dieser Zone.
In Grönland treten die ersten Formen dieser Gattung, die
Formen der basalen Albani-Zone entsprechen, in den ober-
sten Lagen der Gracilis-Zone auf (CaLLomon & BiRKELUND
1982 MS), weshalb die Obergrenze dieser Zone etwas über
der Untergrenze der Albani-Zone zu liegen kommt.
Die ersten Crendoniten (vgl. SparH 1936, S. 30, 162/163,
Taf. 2, Fig. 2) dürften aus der basalen Glaucolithus-Zone
(bed 13 von Brake und von Arkeıı 1935) stammen.) In der
unteren Glaucolithus-Zone kommt nach WıMBLEDON & CoPE
(1978, S. 162/163) auch Leucopetrites caementarius vor, eine
Form, die CaLıomon & BirkeLunn mit Pavlovia groen-
landıca Spar (‚Behemoth‘) vergleichen. Die letztgenannte
Art kommt in der oberen Pseudaperta-Zone Ostgrönlands
vor, weshalb es naheliegt die Obergrenze dieser Zone im un-
teren Abschnitt der Glaucolithus-Zone Englands zu suchen.
Crendoniten reichen nach den erstgenannten Autoren noch
bis in die untere Kerberus-Zone; auch die von CaLLomoN &
BirkeLunD aus Grönland angegebene Art Cr. leptolobatus
kommt in Südengland in diesem Bereich oder etwas tieferen
Lagen vor. In Grönland treten Crendoniten auch noch in der
darüber folgenden Zone des Langeites groenlandicus auf.
Deshalb ist anzunehmen, daß die L. groenlandicus-Zone
Ostgrönlands wenigstens teilweise der K. kerberus-Zone in
Südengland entspricht.
Die Lage von Epivirgatites nikıtinı im südenglischen Port-
land (vgl. oben) gibt einen guten Anhaltspunkt für die Korre-
lation mit der gleichnamigen Zone der Russischen Plattform
und der Zone einer verwandten Art, E. varıabilis, in Nord-
sibirien. Die E. varıabılıs-Zone kann in ihrem unteren Ab-
?) = „White cementstone‘ bei CoPE et al. (1980, Tab. 15)
schnitt sicher mit der E. nikitinı-Zone parallelisiert werden;
da sie jedoch auch Praechetaiten enthält, besteht die Möglich-
keit, daß sie bis zur Praechetaites exoticus-Zone hinaufreicht,
in der diese Gattung häufig auftritt, es sei denn, daß Vertreter
dieser Gattung generell auch in tieferen Schichten vorkom-
men, wie man auf Grund der Funde von ‚,Virgatosphinctes“
(? = Praechetaites) in der Taimyrosphinctes exentricus-Zone
(vgl. Saxs et al., 1976, S. 244) vermuten kann. Es ist derzeit
also nicht möglich, die Obergrenze der Epivirgatites-Zonen
eindeutig festzulegen. Indirekt kann man aber aus dem Fau-
neninhalt der nächsthöheren Zone der Lomonossovella bla-
kei gewisse Rückschlüsse ziehen. Deren Untergrenze liegt
mindestens an der Basis der Kerberites kerberus-Zone (vgl.
unten).
Über der Zone des Kerberites kerberus folgt in England die
Zone des Titanites anguiformis und die des Paracraspedites
oppressus. Beide werden auf Grund der großen faunistischen
Ähnlichkeit von CaLLomon & BirkeLuno (]. c.) als Subzonen
zu einer einzigen Paracraspedites oppressus-Zone vereinigt.
Paracraspedites oppressus wurde auch in den höchsten Hori-
zonten der Blakei-Zone der Russischen Plattform gefunden
(Casey 1973). Ferner berichteten Casey et al. (1977, S. 19)
über den Fund eines Epilaugeites in der Oppressus-Zone
Englands, welcher E. vogulicus nahesteht. Diese Art aber
stellt den höchsten Zonenindex der Mittel-Wolgastufe NW-
Sibiriens und Grönlands dar, eine verwandte Art, E. arcti-
cum, den für die altersgleichen Schichten in Nordsibirien.
Eine Äquivalenz dieser Zonen am Top der mittleren Wol-
gastufe ist damit gesichert. Ihre Untergrenze dürfte dagegen
nicht zeitgleich sein. Nach Carıomon & BirkeLunn (1982
MS) sind Lomonossovella blakei und einige andere Arten die-
ser Gattung echte Kerberiten; demgegenüber hatte Casey
(1967, S. 132) diese Arten zu Lomonossovella gestellt. Er
hielt zudem Kerberites und Lomonossovella trotz der großen
Ähnlichkeit für zwei verschiedene Gattungen. Deshalb und
wegen anderer vermuteter Fehlbestimmungen MICHAJLOV’s
(1957) nahm er eine größere Lücke zwischen Albani- und
Oppressus-Zone an.
Arten von Lomonossovella wurden allerdings von GERrAs-
sımov & MicHajJLov (1966, S. 132) auch aus tieferen Zonen
angegeben, so z. B. Lomonossovella blakei aus der Virgatites
virgatus-Zone. Eine Überprüfung dieser Funde wäre drin-
gend erforderlich. Sollte es sich tatsächlich um die Zonen-In-
dexart handeln, wäre ihr Wert als solche sehr gering.
Nach Casey (1973) und CALLoOMoON & BirKkELunD (1982 MS)
besteht die Zone der Lomonossovella blakei früherer Auto-
ren, die MICHAJLOV & GERAsSIMOV (1966) in die Zone des Epi-
virgatites nikitini einbezogen haben, zu Recht. Das Vorhan-
densein größerer Schichtlücken wird auch von CaLLoMoN &
BirkeLunn (1982 MS) angenommen. Am wahrscheinlichsten
ist es beim gegenwärtigen Kenntnisstand, daß die Schichten
der Epivirgatites- und Lomonossovella-Zone an verschiede-
nen Orten der Russischen Plattform Faunen unterschiedli-
chen Alters führen.
Hierfür gibt auch die neueste Zusammenstellung von ME-
SEZHNIKOV (1982, $. 127) wertvolle Hinweise. Für die Gegend
südlich Moskau scheinen kondensierte Faunen mit Epivirga-
tites und Lomonossovella charakteristisch zu sein (vgl. a.
GERASIMOV & MicHajJLoVv 1966), bei Jaroslavl dominieren Zau-
geites und Lomonossovella (vgl. a. Ivanov 1979), an der
Wolga bei Kaschpur Zpivirgatites nikitini und bei Gorodisce
Epivirgatites (2) bipliciformis und Paracraspedites. Hieraus
leitet MESEZHNIKOV (1962) ebenfalls wieder eine Unterteilung
des Schichtkomplexes in mindestens zwei faunistische Hori-
zonte ab: einen unteren mit Epivirgatites nikitini (häufig) und
Lomonossovella (selten) und einen oberen mit Lomonosso-
vella (häufig), Paracraspedites und Epivirgatites (2) biplici-
formis. — Die Verhältnisse bei Jaroslavl sprechen aber dafür,
daß innerhalb des oberen Horizontes eine weitere Untertei-
lung in einen unteren Abschnitt mit Lomonossovella und
Langeites und einen oberen mit Paracraspedites möglich ist.
433
Letzterer feht offenbar bei Jaroslavi. Von anderen Lokalitä-
ten erwähnt Pavıov (1896, Tab. 1) riesige Ammoniten vom
Typ des Amm. giganteus; eine Untersuchung dieser Formen
wäre zur Klärung der genauen stratigraphischen Verhältnisse
dringend erforderlich. Insgesamt aber dürften die Schichten
mit der Hauptverbreitung von Lomonossovella, mit Epivir-
gatites (2) bipliciformis und Paracraspedites (‚Zone der Lo-
monossovella blakei‘) der Langeites und Epilaugeites-Zone
in Sibirien entsprechen, wie in Tab. 1 dargestellt.
D. DAS UNTER-BERRIAS UND SEINE AQUIVALENTE
Im Mediterran- und Submediterrangebiet folgt
über dem Ober-Tithon das Unter-Berrias; es gliedert sich in
Jacobi-/Grandis-Zone (unten) und Ocatanica-Zone (oben).
Für die erstgenannte Zone wird auch der Name Euxinus-
Zone bzw. Euxinus-/Ponticus-Zone verwendet (DrusHT-
cHıTz 1975, HOEDEMAKER 1982, ALLEMANN etal. 1975); für die
zweite auch der Begriff privasensis-Zone (ALrman et al.
1975). Hierzu wäre zu bemerken, daß Ps. euxinus und Ps.
ponticus nach Le H£carar (1973, $. 32) und HOEDEMAKER
(1982, Tab. 2) in der Jacobi-Zone nur eine eingeschränkte
vertikale Verbreitung haben. Nach der Tabelle von Hozoe-
MAKER erreicht Ps. ponticus die größere Vertikalverbreitung,
er gibt aber Ps. euxinus den Vorzug. Eine für beide Zonen
gemeinsame Art mit großer Vertikalverbreitung scheint dem-
gegenüber B. chomaracensis zu sein (LE HE£GArAT, 1973,
S. 52, HOEDEMAKER 1982, Tab. 2). Vor einer endgültigen Be-
nennung sollte die Brauchbarkeit in möglichst vielen Profilen
überprüft werden. Bis dahin scheint mir für das Mediterran-
gebiet der gut eingebürgerte Begriff Jacobi-/Grandis-Zone
eindeutiger zu sein. Anders steht es mit der Occitanica- bzw.
Privasensis-Zone; die Vertikalverbreitung dieser Arten deckt
sich ın Frankreich; in Spanien ist B. privasensis im Gesamt-
bereich der Occitanica-Zone anzutreffen, Ti. occitanica
selbst aber nur im oberen Abschnitt. Da allerdings auch hier
lokale Gegebenheiten eine Rolle spielen können, bleibt die
Bearbeitung weiterer Profile in Südspanien und anderswo ab-
zuwarten, bis endgültige Schlüsse gezogen werden können.
Über die Äquivalente des Unter-Berrias in Amerika und im
borealen Bereich gibt es sehr unterschiedliche Auffassungen
(man vgl. z. B. Casey 1973, DORHÖFER & Norris 1976, GE-
RASSIMOV et al. 1975, H. Leanza 1980, 1981, Marek & Rac-
ZynskA 1979, Sazanova & Sazanov 1979, 1982, Saxs et al.
1980, Surryk 1978, WIEDMAnN 1980a, b, Zeıss 1977, 1979).
Demgegenüber ist die Korrelation im Mediterran- und Sub-
mediterrangebiet Europas relativ einfach, da im großen und
ganzen die gleichen Ammoniten- und Calpionellen-Abfolgen
auftreten. Im Detail gibt es auch hier Unterschiede, die man
allerdings nicht überbewerten sollte (man vgl. KvanTtaLıanı &
Lyssenko 1979, DRUSHTCHITZ & GORBATSCHIK 1979, LE H£GA-
RAT 1973, ALLEMANN et al. 1975, HOEDEMAKER 1981, 1982, Sa-
PunoVv 1977, SACHAROV 1975). Es bleibt insbesondere abzuklä-
ren, ob die festgestellten faunistischen Unterschiede, insbe-
sondere die uunterschiedliche Vertikalverbreitung einzelner
Arten, nur lokaler Natur sind.
Die Korrelation vom Mediterrangebiet zum Boreal-
gebiet ist zur Zeit der Zone der Berriasella jacobi (und des
Ps. grandis) nur über den nördlichen, ostpazifischen Bereich
angenähert möglich. In Kalifornien finden wir über der ei-
gentlichen Zone der Buchia piochi eine Zone mit Buchia pio-
chü und Buchia fischeriana. Zusammen mit diesen beiden
Arten wurde Parodontoceras gefunden; deshalb korrelierten
ImLay & Jones (1970) diese Zone mit dem unteren Teil der
Proniceras- und Substeneroceras-Zone in Mexiko bzw. dem
unteren Teil der Zone des Substeneroceras koeneni in Süd-
amerika. Dieser entspricht dem unteren Abschnitt der ‚‚Sub-
steueroceras-Berriasella assemblage zone“ von VERMA & We-
STERMANN (1973). Da Paradontoceras zu den frühen Berriasel-
liden gehört, erscheint diese Korrelation akzeptabel und kann
weiter nach Europa verfolgt werden, wo Äquivalente in der
Jacobi- und Grandis-Zone vorliegen dürften (HOEDEMAKER
1982). Die oben erwähnte Buchia fischeriana ist auch aus dem
Boreal- und Subborealgebiet bekannt geworden: GERAssIMOV
(1969) gibt spärliche Funde aus der Zone des Epivirgatites ni-
kitini, des Craspedites nodiger und des Rjasanites rjasanensis
an; über nicht so seltene Funde berichtet er aus der Zone des
Craspedites subditus und des Kaschpurites fulgens. Offenbar
tritt in den beiden letzten Zonen B. fischeriana in der Russi-
schen Plattform erstmals häufiger auf; unter Berücksichti-
gung der Verbreitung in Nord-Amerika (vgl. oben) erscheint
es gerechtfertigt, die dortige Zone der Buchia fischeriana mit
den beiden genannten Zonen der Russischen Plattform zu pa-
rallelisieren (vgl. auch Saxs et al. 1976, Tab. 14).In gleichem
Sinn parallelisiert ZAKHAROV (1981, Tab. 3) die Zone der Bu-
chia fischeriana N-Amerikas mit der Zone der Buchia obligua
der Russischen Plattform bzw. der Craspedites okensis-Zone
N-Sibiriens.
Nach Le H£sarar (1973) folgt über der Zone des Pseudo-
subplanites grandis die Zone der Tirnovella occitanica, die
das obere Unter-Berrias an der Typuslokalität in SE-Frank-
reich aufbaut. Diese Zone läßt sich dort in drei Subzonen un-
tergliedern und zwar von unten nach oben: Tirnovella subal-
pina, Berriasella privasensis und Dalmasiceras dalmasi; diese
drei Subzonen finden sich in Tabelle 1 eingetragen.
Während es ein Hauptanliegen einer früheren Arbeit des
Verfassers war, die zeitliche Äquivalenz zwischen der medi-
terranen Zone der Tirnovella occitanica und der subborealen
obervolgischen Zone des Craspedites nodiger nachzuweisen
(Zeıss 1979, S. 18, Tab. 1), soll hier vor allem die Frage nach
den Äquivalenten der Occitanica-Zone im ostpazifischen
Bereich nochmals diskutiert werden.
434
Ein Überschneidungsbereich mediterraner und pazifischer
Faunen liegt offenbar im Nordirak, von wo L. F. SpaTH
(1950, $. 97) eine Berriasella der Privasensis-Gruppe zu-
sammen mit Parodontoceras und Protacanthodiscus angibt;
die Schichtenfolge enthält in tieferen Lagen auch Substenero-
ceras. L. F. SpatH betrachtete diese Schichten als höchstes Ti-
thon, da er damals die Jura-Kreide-Grenze zwischen Priva-
sensis- und Boissieri-Zone legte. Das entspricht in etwa der
Lage der Jura-/Kreide-Grenze im borealen Bereich heute.
Eine genauere Bearbeitung dieser wichtigen Faunen ist ge-
plant. Neben dieser direkten Vergleichsmöglichkeit kann
man die Korrelation zwischen pazifischen und mediterranen
Faunen auch über den Umweg über das boreale Gebiet errei-
chen. In Kalifornien, Oregon und West-Kanada überschnei-
den sich nach den Untersuchungen von ImLay & Jones (1970)
und JELErzky (1965, 1973, 1975) subboreale und boreale Bu-
chien mit pazifischen Ammoniten.
In Kalifornien und Oregon folgt über der Zone der Buchia
piochii die Zone der Buchia fischeriana (vgl.S. 433), die Sub-
steneroceras, Proniceras, Blanfordiceras sowie Buchia tere-
bratuloides und Bu. aff. okensis führt. Substeneroceras und
Proniceras weisen auf den oberen Teil der Zone hin. Einer-
seits ist also der Anschluß an die oberen Teile der Substenero-
ceras-Zone Mittel- und Südamerikas gegeben, andererseits
die Möglichkeit, mit Hilfe der Buchien weiter nach Kanada zu
korrelieren. Dort enthalten die Schichten mit Buchta terebra-
tuloides sowohl eine pazifische Ammonitengattung (Paro-
dontoceras) als auch boreale Vertreter (Praetollia antıqua,
Craspedites canadensis). Wichtig ist auch das Auftreten der
Art Buchta unschensis, mit deren Hilfe man gleichalte Schich-
ten im eigentlichen borealen Bereich feststellen kann; aber
auch die Craspediten bestätigen die Parallelisierung der Cra-
spedites canadensis-/Praetollia antigua-Zonen in Kanada mit
der Craspedites taimyrensis-/Chetaites chetae-Abfolge in
Grönland und Nordsibirien sowie zur Craspedites nodiger-
Zone der Russischen Plattform, an derem Top sich mögli-
cherweise eine kleine Schichtlücke befindet.” Die weitere
Korrelation nach England hat bereits Casey (1973) durchge-
führt. Die Äquivalenz des amerikanischen Ober-Tithon und
der oberen Wolgastufe erscheint somit hinreichend gesi-
chert.* Es bleibt noch kurz die direkte Korrelationsmöglich-
keit submediterranes Unter-Berrias — subboreale Ober-
Wolgastufe zu erörtern (man vgl. a. Zeıss 1979, S. 18). In der
Zone der Tirnovella occitanica des nordöstlichen Kaukasus
tritt erstmals Buchia volgensis auf; dasselbe gilt für die Cra-
spedites nodiger-Zone der Russischen Plattform bzw. für die
Craspedites taimyrensis-Zone Sibiriens (SACHAROV 1975, Po-
KARISKAJA 1971, Saks et al. 1976). Es seı betont, daß es sich bei
diesen Zitaten um das erste Auftreten der Art, nicht aber um
die Hauptverbreitung handelt, die erst höher im Rjasan bzw.
Ober-Berrias anzutreffen ist. Neben diesem faunistischen
Hinweis kann man die Äquivalenz Occitanica-Zone - Nodi-
ger-Zone auch aus der stratigraphischen Position dieser Zo-
nen ableiten. Sowohl im Hangenden als auch im Liegenden
sind die Schichten gut korrelierbar (vgl. unten und $. 433 so-
wie Tab. 1).
E. DAS OBER-BERRIAS UND SEINE ‚„‚ÄQUIVALENTE“
Über dem Unter-Berrias des Mediterran- und Submediter-
rangebietes folgt das Ober-Berrias, das, wie zu zeigen sein
wird, dem „‚Berrias“ des subborealen, borealen sowie des pa-
zifischen Bereiches entspricht. Seit Casey (1973) die zeitlichen
Beziehungen zwischen Ober-Wolgastufe und Tithon bzw.
Berrias richtig erkannte, schlug er, um Verwechslungen künf-
tig zu vermeiden, den Gebrauch des ‚‚Rjasan““ für die unterste
Stufe des Kreide-Systems im borealen und subborealen Fau-
nengebiet vor. Diesem Vorschlag folgten auch Rawson et al.,
1978) und die International Working Group on the Juras-
sic-/Cretaceous-Boundary 1982 (vgl. S. 428).
Das Ober-Berrias im westmediterranen Bereich enthält nur
eine Zone, die aber in drei Subzonen gegliedert wird (Le HE£-
GARAT 1973): Zone der Fanriella boissieri (Subzonen des
Malbosiceras paramimounum, des Picteticeras picteti und der
Berriasella callisto). Neuerdings trennt HOEDEMAKER (1982 a)
die obere Subzone ab und stellt sie, als Tirn. alpillensis-Sub-
zone, zum Valangın. Für dieses Verfahren führt er Gründe in
der Faunenentwicklung an. So sehr diese auch berechtigt sein
mögen, scheint es doch unzweckmäßig, das gerade durch ei-
nen Hypostratotyp neu definierte Valangin (Busnaroo et al.
?) Man vgl. hierzu auch $. 435.
*) Neuerdings von JELETZKY (1982) und MESEZHNIKOV (1982) skiz-
zenhaft publizierte anderslautende Ansichten gehen nach Mei-
nung des Verfassers von falschen Vorraussetzungen aus. Zudem ist
eine Diskussion erst nach ausführlicher und bildlicher Dokumen-
tation möglich.
1979) sowie das durch die Arbeiten von LE HEGARAT & Re-
MANE (1968), LE H£GArat (1973) und die Abstimmung nach
dem Colloque in Lyon-Neuchätel (1975) klar definierte Ber-
rıas ohne eine ausführliche Diskussion ın den betroffenen
Working Groups der Internationalen Stratigraphischen
Kommission erneut in ihrem Umfang zu verändern. Hinzu
kommt, daß gerade das Ober-Berrias in seiner Gesamtheit
eine wesentliche Rolle bei der Korrelation zwischen borealem
und mediterranem Bereich zukommt und daß hierbei die
Zone der F. boissieri (sensu LE HE£GARAT) eine der am meisten
verwendeten Zonen des Berrias ist.
Die soeben angesprochene Korrelation vom mediterranen
Bereich in den borealen erfolgt am besten über die submedi-
terranen und subborealen Gebiete des Kaukasus und der Rus-
sıschen Plattform. Im nordöstlichen Kaukasus folgt über der
Dalmasi-Subzone der Ocatanica-Zone eine Zone des Eu-
thymiceras euthymi. Auch ım Standardprofil des Berrias in
SE-Frankreich tritt Euthymiceras in der die Dalmasi-Sub-
zone überlagernden Paramimounum-Subzone auf (LE H£GaA-
RAT 1973). Wichtig ist nun, daß im Kaukasus in dieser Zone
erstmals Rjasanites vorkommt (SacHaRrovV 1975, S. 69; 1976,
S. 22). Das gibt uns die Möglichkeit, diese Zone mit den
Schichten der untersten Rjasanstufe zu parallelisieren, welche
ebenfalls Euthymiceras und erstmals Rjasanites sowie die
letzten Vertreter der obervolgischen Gattung Garmniericeras
lieferten (MEsEsHnIKoV et al. 1979, S. 77); die früher an der
Basis angenommene Lücke kann, wenn sie überhaupt vor-
England
(G.S.London
1978/1980)
Luxemburg I, Il Lyon-Neuchatel
(1964, 1970) (1975)
Valangin Valangin
Pertransiens Paratollia
Rjasan
Berrias Runctoni
Jacobi-/Grandis Portland
Portland
oder
Wolga
oder
Tithon
Tithon
Gravesia Hybonotum
Kimmeridge
Kimmeridge
Baylei-/Platynota
Die derzeit verwendeten Stufen im Bereich der Jura-/Kreidegrenze (teils prov.)
Tab. 2. Literatur-Quellen:
UdSSR Frankreich
(1972-1981)
Valangin
Undulatoplicatilis
Gorodisce
a
Rjasan. Berrias
Kaschpur
Tithon
Kimmeridge
Amerika
(1945-1981)
(G.S.Fr.1971)
Valangin
Portland
=
Spalte 1 (Luxemburg I, II): MAUBEUGE (red.) 1964, 1970.
Spalte 2 (Lyon-Neuchatel): Comit& d’Organisation s. u. FLANDRIN et al. 1975.
Spalte 3 (England): Rawson et al. 1978, CoPE et al. 1980.
Spalte 4 (UdSSR): verschiedene Autoren, z. B. SAKS etal. 1972, 1976, 1980, SAZANOVA & SAZANOV 1979
und ZAKHAROV (1981).
Spalte 5 (Frankreich): MOUTERDE et al. 1971, ENAY et al. 1980.
Spalte 6 (Amerika): verschiedene Autoren, z. B. A. LEANZA 1945, JELETZKY 1973, IMLAY 1980 und H. LE-
ANZA 1981.
handen ist, nur einen sehr kleinen Zeitabschnitt umfassen
(?T. berriasensis-Subzone), da unter dieser Schicht ein Hori-
zont liegt, der nur das obervolgische Garniericeras lieferte. —
Die weitere Korrelation dieser Zone gelang bereits Casey et
al. (1977, Tab. 2); ihr Pendant in England ist die Runctoni-
Zone, in Sibirien und Grönland die Sibiricus-/Maynci-Zone.
Im Submediterrangebiet folgt darüber die eigentliche Rja-
sanites-Zone, deren Äquivalenz mit der Picteti-Zone des Me-
diterrangebietes SAcHAROV (1975), MAKARJEvA (1979) und
KvanTaLıanı & Lyssenko (1979) nachwiesen. Die Korrelation
°) Während SURLYK (1978, Tab. 3) die Untergrenze der Buchia
okensis-Zone an die Basis der Rjasanstufe gelegt hatte und der Au-
tor ihm in der vorliegenden Arbeit dabei folgte (vgl. Tab. 1), leg-
ten SURLYK & ZAKHAROV (1982, Tab. 3) diese Grenze an die
Obergrenze der Ch. sibiricus-Zone. Daraus ergibt sich, daß die
vom Verfasser ursprünglich vorgenommene Korrelation der Pra-
etollia antiqua-Zone mit Buchia unschensis und B. terebratuloides
mit der Ch. sibiricus-Zone (ZEıss 1979, Tab. 1) und damit mit
dem untersten Rjasan doch zutrifft. Ob deshalb eventuell auch die
Obergrenze der Buchia aff. okensis-/Substeneroceras-Zone im
ostpazifischen Bereich höherzulegen ist, wie von SURLYK & ZAK-
HAROV (]. c.) angedeutet, bedarf noch weiterer Untersuchungen,
ist aber nicht auszuschließen.
in das Subborealgebiet kann ohne Schwierigkeit erfolgen:
dort treten Rjasanites und Euthymiceras zusammen mit
Hectoroceras auf; darüber folgt die Hauptverbreitung von
Rjasanites, ım unteren Abschnitt nur mit Euthymiceras als
Mitläufer (MEsesHniKov et al. 1979).
Für die weitere Korrelation ins boreale Gebiet erwiesen
sich Funde der Gattung Hectoceras als besonders wichtig
(Casey et al. 1977, Tab. 2). Bedeutsam ist auch das gehäufte
Vorkommen der leitenden Buchien-Art B. okensis in dieser
und der vorangegangenen Zone. Zusammen mit Pseudocra-
spedites aff. anglicus ermöglicht sie die Brücke nach Kanada
zu schlagen und auch in den westlichen USA die Äquivalente
beider Zonen aufzuspüren.°
Nach Imray & Jonss (1970) und JELETzky (1973) werden im
westlichen Nordamerika die Schichten mit Buchia terebratu-
loides und B. unschensis (vgl. S. 434) von solchen mit Buchia
okensis und Buchia uncıtoides überlagert (Zone des N. sto-
neyense). Diese enthalten jüngere Berriasellen, wie z. B. 2.
aff. gallica, dazu Argentiniceras, Negreliceras und Neocos-
moceras (vgl. Tab. 1). Diese Gattungen treten auch in der
südamerikanischen Zone des Argentiniceras noduliferum
und der des Spiticeras damesi auf. Das Vorkommen von Bu-
436
chia jasikovi und Buchia unicitoides in der Zone des Spitice-
ras stoneyense („‚Berrias“) Kaliforniens zeigt schließlich an,
daß diese Zone das gesamte Ober-Berrias umfassen dürfte
und damit als ein Äquivalent der Rjasan-Stufe zu betrachten
ist (vgl. a. ZAKHAROV 1981, Tab. 3). Beide Arten sind nämlich
in der Russischen Plattform und in Sibirien kennzeichnend
für den oberen Abschnitt der Rjasanstufe oberhalb der Zone
der Buchia okensis. — Die Korrelation der höheren Zonen der
Rjasanstufe ist vor allen mit Hilfe der Gattungen Surites und
Peregrinoceras möglich (Saxs et al. 1976, 1980; SazONOVA
1977; Casey et al. 1977). - Eine direkte Korrelation vom sub-
borealen zum submediterranen Bereich ist nur bedingt gege-
ben. In der Russischen Plattform folgt über der Zone des Rja-
sanites rjasanensis die Zone des Surites spasskensis und des
Euthymiceras transfigurabilis, in welcher auch Rjasanıtes
und Externiceras gefunden wurde (MESEZHNIKOV etal., 1979,
S. 77). Hinweise für eine Parallelisierungsmöglichkeit geben
vereinzelte Funde von Suriten im Kaukasus (SazanovaA 1977,
S. 16 ex GRIGORIEVA 1938; SACHAROV 1976; Luprov et al. 1975,
1979; PROZOROVSKAJA & ProZorovskı) 1979, S. 174). Beson-
ders die von SAzANOVA zitierte Fauna aus dem nordwestlichen
Kaukasus ist interessant, denn hier findet sıch Surites zu-
sammen mit Euthymiceras und spärlichen Rjasanıten über ei-
nem Horizont mit Rjasanites maikopensis (= Rjasanites rja-
sanensis fide KuınsHiasuviLı 1976). Die Verhältnisse sind also
denen der Russischen Plattform sehr ähnlich. Im nordöstli-
chen Kaukasus gibt SACHARov (1975, 1976), über dem Haupt-
vorkommen von Rjasanites rjasanensis und Fanriella boissie-
ri, in höheren Schichten Funde von Rj. ryasanensis, Fauriella
boissieri und selten Surites cf. spasskensis und B. callisto an.
Auch dieser Horizont dürfte der Spasskensis-/Transfigurabi-
lıs-Zone entsprechen. Höheres Berriasien ist nach den Unter-
suchungen von MakarJEvA (1979) kaum vorhanden, da die
Calpionellen-Zone D 3 fehlt, die diesen Zeitabschnitt belegen
könnte. Ob das von Lurrov et al. (1979) als Surites abgebil-
dete Exemplar wirklich zu dieser Gattung gehört, erscheint
fraglich. Nach Lurrov et al. (1975) wurde es zusammen mit
Rjasanıtes und Euthymiceras cf. transfigurabilis gefunden;
allerdings reicht Rjasanites noch höher hinauf. In etwa dürfte
dieser Fundkomplex der Rjasanensis-/Spasskensis-Zone der
Russischen Plattform äquivalent sein. Die unterlagernde
Schicht mit Euthymiceras transcaspins und En. cf. euthymi
sowie Dalmasiceras ist mit der Paramimounum- und möglı-
cherweise auch noch mit der Dalmasi-Subzone gleichzuset-
zen. Auch aus dem südlich anschließenden Kopet-Dag wurde
Surites bekannt gemacht (ProzoRoVsKAJA & ProZoROvsKI]
1979); die als Begleitfauna mitgeteilten Ammoniten und Bu-
chien sprechen für einen Zeitraum Paramimounum-/Euthy-
mi-Zone bis Surites tzıkwinianus-Zone einschließlich. Eine
detailliertere Aufsammlung und Dokumentation dieser inter-
essanten Fauna wäre sehr wünschenswert. Insbesondere
sollte nach weiteren mediterranen Elementen, einschließlich
Calpionellen, Ausschau gehalten werden.
Damit sind die Möglichkeiten einer direkten Korrelation
zwischen dem subborealen und submediterranen Bereich er-
schöpft. Die Verhältnisse an der Grenze Berrias/Valangin
darzustellen kann nicht mehr Aufgabe dieser Studie sein. Es
sei nur der Vollständigkeit halber auf die diesbezüglichen
neuesten Untersuchungen von BUsnarDo et al. (1979), Casey
et al. (1977), HOEDEMAKER (1982a, b), KEMPER et al. (1981),
THıeuLoY (1977), WIEDMANN (1980a) und Zeıss (1979) hinge-
wiesen.
Insgesamt läßt sich feststellen, daß sich die Korrelation des
obersten Tithon und ‚‚Berrias‘“ Amerikas mit dem mediterra-
nen Berrias und der subborealen Ober-Wolga- und Rjasan-
stufe gut begründen läßt. Die Korrelation ist in diesem Zeit-
abschnitt der Erdgeschichten mit starken Regressionen und
damit verbundener starker Provenzialisierung der Ammoni-
tenfaunen nur möglich, wenn man einerseits alle zur Verfü-
gung stehenden leitenden Organismengruppen heranzieht,
andererseits sein besonderes Augenmerk auf diejenigen Ge-
biete richtet, wo sich Faunen verschiedener Provinzen über-
schneiden. In dieser Hinsicht kommt dem Westrand Nord-
amerikas und dem Kaukasus und anschließenden Gebieten
eine ganz besondere Bedeutung zu. Der weiteren Erfor-
schung gerade dieser Gebiete sollte in Zukunft besondere
Aufmerksamkeit gewidmet werden.
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439
The Berriasian of the European realm
JOHANNA G. SASONOVA & NIKOLAY T. SASONOV*)
With 2 tables
ABSTRACT
In general stratigraphic scheme (table 1) the Tithonian is ac-
cepted as the uppermost Jurassic stage and the Berriasian as
the lowermost Cretaceous unit. They correspond in the terms
of absolute chronology to the interval between 144-131 m. y.
B. P.; the Lower Berriasian boundary is dated as 137 m. y. B.
P. During these ages there are identified 6 sedimentary cycles
on the Russian Plain as the effect of alterating transgressions
and regressions (29), which considerably influenced ecogene-
sis. Changes of cycles signified new phases of faunal phyloge-
nesis. The intervals between sedimentary cycles had different
duration.
KURZFASSUNG
Es wird ein Überblick über den heutigen Stand der biostra-
tigraphischen Gliederung der Jura-Kreide-Grenze der sub-
borealen Provinzen Europas mittels Ammoniten, Belemni-
ten, Buchia, Foraminiferen und Tintinniden gegeben. Die
Jura-Kreide-Grenze wird an die Oberkante nikitini-, oppres-
sum-, giganteus- und variabılis-Zonen gelegt. Die Gorodi-
schium Stufe (= Unter-Wolga) entspricht dem Tithon, die
Kashpurium Stufe (= Ober-Wolga) den grandis- und occı-
tanıca-(pars)-Zonen des Berrias. Das Ober-Berrias wird als
Äquivalent des Ryazan angesehen und entspricht den boissie-
rı- und (?) Teilen der occitanica-Zonen.
In der anglo-grönländischen Provinz stimmt das Unter-
Berrias mit der subcraspedites-Zone überein. Das Ober-Ber-
rias wird dem Ryazan gleichgesetzt und umfaßt die runctoni-,
kochi-, icenii-, stenomphalus-, und albidum-Zonen. Das Va-
langinium setzt mit dem ersten Auftreten von Platylenticeras
und Menjaites ein.
INTRODUCTION
An up-to date account of the phylogenetic stages of ammo-
nites, belemnites, Buchia, foraminifera and tintinnids at the
Jurassic-Cretaceous boundary of the European Subboreal
Provinces is given. The Upper Jurassic boundary is fixed at
the top of nikitini, oppressus, giganteus, variabilis zones. The
Gorodishchian stage is correlated with the Tithonian. The
Kashpurian stage is synchronous with grandis and occitanica
(pars) zones. The Upper Berriasian is established as equiva-
*) J. G. SASONOVA, N. T. SAsONOV, Asovskaja 25/22-korp. 2, kv.
100, Moscow 113452, USSR.
lent to the Ryazanian stage and corresponds to boissieri-(?)oc-
citanica (pars) zones. In the Anglo-Greenland Province the
Lower Berriasian corresponds to the zone with Subcraspedi-
tes; the Upper Berriasian is distinguished as the Ryazanian
stage composing runctoni, kocht, icenü, stenomphalus, albi-
dum zones. The Valanginian begins with the first occurence
of Platylenticeras and Menjaites.
440
PALAEOBIOGEOGRAPHICAL ZONATION RECOMMENDED
FOR THE BERRIASIAN
The European Subboreal Realm includes the Russian Subboreal seas were shallow. The depths up to 50 m occu-
(without Prechernomorskaya depression), Polish, Anglo- pied 50%, to 100 m-20%, from 100 t0 200 m-15% of their
Greenland Provinces, the latter being adjointed from the east total water surface; 5% was occupied by lagoons, fresh-water
by the North Siberian Province. The Russian Province is di- lakes and low accumulative plains. The continental Purbeck-
vided into the Pechora, Volga, Dneper-Donetsk and Preca- type deposits are known in Dneper-Donetsk subprovince, in
spian subprovinces. The Volga subprovince includes Moscow Dobrudgian depression, on Busginsk and Sarpinsk-Tengu-
bay. The Precaspian basin was connected with Mangyshlak tinsk paleoplains in the west of Precaspian subprovince (30).
Sea through the South Embian strait. The Submediterranean Purbeck facies are known in the central part of Polish pro-
Province includes Mangyshlak, North Caucasian, Crimea- vince (table 1). In terms of geochronology, their sedimenta-
Carpathian (with Dobrudgian intercontinental bay), Middle tion lasted from one to four chrons, the deposits being formed
Europian and South European subprovinces. in identical facıal conditions. The Subboreal and Mediterra-
Subboreal provinces Submediterranean province
e H East European Northern NW-Europe DI SENSE ILENEOBEAN:
v i i = ‚
Ro a Platform (I) Siberia (II) England Greenland CarPatHIEnwesbproyincee
m a u fr} 7}
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AS mpercepkus „lensis and Menjaites „4 |Tolypeceras Saon Alm = Kranstens
En a S . Zone © |marcousianum 22383 3 EB TECSEAS DEEEEN!
| FERFEEEFEEFFEEFEREFEEETEELELEEELN
„|Surites (Bogoslovskia) B k Peregrinoceras albidum 7 Fauriella boissieri =
2 RR simplex ee 5, |Bojarkia stenomphalus Berriasella callisto and
m ® Surites spasskensis Caseyiceras analogus 7 [Surites(Lynnia)icenii Picteticeras picteti Zanes
s FR Hectoroce- | Riasanites m ie
514 |ul|ras ex gr. | rjasanensis „|Hectoroceras kochi & Hectoroceras kochi u Malbosiceras malbosi
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@| 5 |£ |subzone | _sE Platform _1H 5 -
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u SSaL [and cc. nodiger 2 zn @ | (Volgidiscus) nesel Pr a
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A FE al"lo c |Suberaspedites za
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u “ Han] 6 lalR| Y = | (Swinnertonia) 3>@ P. euxinus Zone
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a 2 cC. okensis “m Olpe v
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[) Praechetaites ef
Kachpurites fulgens Sortzue ä
ß ’ Paracraspedites E Berriasella jacobi
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CuR- A V. rosonovi and Dorsoplanites sachsi = =} h =
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v Kos un and Z. scythicus Pavlovia latriensis Pavlovia pallasioides hi ; 8 HH S
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& 2 ER en: 8 parvinodosum 82 WE
m Ri I. sokolovi en ee > |Virgatosphinctoides Dorsoplanitoides | % % $ :
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g € es Virgatosphinctoides Usseliceras ads
[E scitulus tagmersheimense ar;
3 Ft Gravesia gravesiana and Gravesia gravesiana s.l. =
H | Gravesia gravesiana = ee TG Se G. gigas; England: Pecti- Hybonoticeras hybonotum and
g I. klimovi Zone (pars) Z SepbncCocerassnagnus natites elegans and Gra- Glochiceras lithographicum
vesia spp. Zones Zones
Tablel. Correlation of the stratigraphic schemes of the European Subboreal and Submediterranean Juras-
sic-Cretaceous boundary beds.
Comp.:1:(1,3, 8,18, 19, 29, 30, 31, 32, 35), II: (3, 4, 9, 26, 28, 31, 32), III: (3, 5, 24, 26, 31, 33, 34), IV: (5,
21,.31,.32, 33,34).
nean realms enjoyed different geological history and biocoe-
nosis evolution. Only two stratigraphic levels of these realms
may be considered as isochronous. These are the base of the
Tithonian and Gorodischian stages and the base of the Va-
langinian. Allother zones oftherealms have arelative correla-
tion. It casts doubt on the expedience to apply the Tethyan
stratigrathic scheme to the Subboreal Realm. It seems much
better to use provisional names of stages and zones instead.
We follow Lurpov’s oppinion (22 p. 14) thatthe general stra-
tigraphic scheme should be used not as a universal chart but
only as a standart for correlation. Janshın has shown (22,
p- 15) a provisional nature of the west European stages, their
stratigraphic inter-connections being extremely intricate.
Thus, the vicious circle is arısen: on the one hand, such an in-
tricate character of the West European subdivisions prevents
their usage by soviet geologists and on the other hand, the de-
nial of an independant provisional scheme deprives geologists
of an opportunity to make a stratigraphic scheme larger than
regional. JANSHIN stresses the absurdity of such situation. Ac-
cording to RUZENTSEv & BOGosLovsKAJA (27) the present state
of knowledge does not permit universal correlation. We
would like to point out that the Sth session of the Geological
Congress (1900) has determined a stage as a unit of provisional
significance. That congress recommended to name stages after
geographical places from where they had been originally des-
cribed. It was also mentioned at that congress that in different
countries zones would not be coincident (12, p. 134). It is also
remarkable that the name “Tithonian” has never been applied
in geological practise to the Subboreal Realm and the Berria-
sian in the Anglo-Greenland Province is usually accepted as
synchronous to the Ryazanian Stage of the Russian Province
(table 1), composed of runctoni, kochı, icenii, stenomphalaus,
albidum zones (3, 25). JansHın has shown and explained (10)
the absence of coeval global transgressions and regressions.
According to JansHINn they happened on the platforms at dif-
ferenttimes and were caused by development of the continen-
tal crust structures more then by eustatic fluctuations of the
ocean level. Nikırın and TCHERNISHOV (21) noted that from the
evolutionary point of view a stratigraphic gap in one place
must correspond to contineous sediments in the other. All
these studies show, that coeval epicontinental basins of diffe-
rent paleogeographical realms were completely or partly iso-
lated. The basins had different duration of existance, which
averaged one - two phases, (i. e. 0,25-0,50 m. y. in absolute
dating). Naıpın et al. (17) had shown on the diagrams for each
of Cretaceous age and phase the absence of coeval transgres-
sions and regressions in different basins of the East European
Platform. Conditions and rates of sedimentation were chan-
ged more them once during those periods. Transgressions
controlled the lithological composition of sediments and
spasmodic changes of faunal phylogenesis. Borısjak (2) stres-
ses that any evolutional process is a result of interaction bet-
ween organısm and environment, the latter being a species —
forming factor. RUZHENTSEV pointed out that the incoming of
new ammonite species coincided with the epochs of maxi-
mum transgressions and regressions. Changes of rhythms
mark the zonal stratigraphic limits and changes of cycles co-
respond to the boundaries of stages and substages (27). In pa-
leobasins of different provinces the boundaries slide, i. e.
they can be fixed on different chronostratigraphic levels. Rich
ammonite assemblages intensively developed in paleobasins
441
with favourable hydrochemistry and oxygenous exchange
while in basins with extreme conditions prevailed stunted or
gigantic forms, whose evolution was accelerated or slackened;
large taxons died out more rapidly and endemics had come
into being. Discussion of which stage of the Boreal Realm is
the Upper Jurassic and which one is the Lower Cretaceous
has lasted for over a century. It has been concerned with the
terminology of the boundary beds, their volume and syn-
chronous zonal correlation. Three criteria exist for a chrono-
stratigraphical subdivision: 1. incoming of new fauna; 2. its
flourishing; 3. its extinction.
For the Russian Province GERASIMOV and MicHAILOV (8)
have established the ““Volgian stage”’ inthetop of Jurassic
strata by uniting mechanically the previously distinguished
Lower Volgian and Upper Volgian stages. According to the
constructed by this authors scheme of ammonites phylogene-
tic development during these ages, the critical points of the
ammonites history response to the first criterion; they are
known at the bases of panderi, virgatus, fulgens, rjasanensis
zones. Atthese levels the evolution is interrupted by arevolu-
tionary leap, followed by a qualitatively new phylogenetic
phase. Thus, the scheme deprives its authors conclusions that
it is expedient to unite the considered deposits into the one
“Volgian stage”. Pavıov (24, p. 37) considered the name
“Volgian stage” as invalid. He had written “if do not reject
completely this unsteady term confusing our literature so
much, it is nessesary at least to add author’s name and year,
for example: Nıikırın’s Volgian stage of 1896 etc. Without it, it
is impossible to understand what someone means while using
names “Volgian deposits’”” or ““Volgian stages’’. NiKıtın poın-
ted out (20, p. 277), that under the name “Lower and Upper
Volgian stage” he always meant the terms of provisional signi-
ficance; the Volgian deposits substitute in Russia the upper-
most part of the Jurassic and the lowermost horizons of the
Cretaceous period”. Nikıtin never used this name as an inde-
pendant stratigraphic taxon. He supposed that the names “the
Volgian deposits”, “the Upper and Lower Volgian stage” as
any other scientific terms should be used strictly in the sense
attached to them by their author. Or, in case they fail to cha-
racterize distinctive groups of deposits, they should be exclu-
ded from usage. The boundaries between chronostratigraphic
units should be drawn by the incoming of new faunas. This
point is stressed in all papers by paleontologists-evolutionists,
who support materialistic dialectics. IYvanovA (9) supposed
that the bases of organic kingdom history lay in coming of the
new contrary to the extinction ofthe.old, as the old could con-
tinue to exist for along time but could not prevent the deve-
lopment of the new. Davırasnvirı (7) had shown that extinc-
tion is a prolongated and uneven evolutionary process. We
may add that it is considerably influenced by cosmic factors
(by changing its velocity).
Casey (3), Zeiss (34), SAsOoNOVA & Sasonov (31) and others
had shown that the Tithonian and Berriasian correlation of
the Mediterranean and Russian provinces is still far from cer-
tainty. Following PAvLov (24) and taking into consideration
remarks by Nikrrin (20) and other investigators, we conclu-
ded that the name “Volgian stage” was invalid. In our pre-
vious paper (31) we renounced this term and substituted “the
Lower Volgian” into the Gorodishchian stage, accepting it as
synchronous to the Tithonian and instead of “the Upper Vol-
gian” we accepted the Kashpurian stage which corresponded
442
to grandis zone and to lower part of occitanica (pars) zone of
the Berrias. The Ryazanıan stage is synchronous to boissieri
and possibly to upper part of occitanica (pars) zones. On this
evidence we determine the Kashpurian + Ryazanıan stages as
synchronous to the Tethyan Berrias. For the lectostratotype
of the Ryazanian stage SasonovA suggested (29, p. 11-12) a
section near the village Chevkino at the River Oka, sımiliar to
the outcrop (now destroyed by land-slide) which was describ-
ed by BoGosLovskY (1, p. 33-34) from near the village Tsık-
vino. A powerful transgression at the beginning of the Kash-
purian marks a new Cretaceous period of faunal evolution,
characterized by incoming of family and genus rank taxons.
TEHR MAIN STAGESOFTFAUNALEVOLUTIONS
1. AMMONITES
Phylogenetic study of the ammonites which existed at the
Jurassic-Cretaceous junction in the Subboreal Realm allow us
to destinguish 6 stages of their development.
The first stage begins in the Early Gorodishchian (Vetljan-
ka) age. It is characterized by incoming and flourishing of
Pseudovirgatitinae, represented by genus /lowaiskya and its
branches Pseudovirgatites, Subplanites, Pectinatites etc.
which are known during the Early Tithonian in the Middle
and South European Subprovinces. The second stage is reco-
gnized in the late Gorodishchian, when Virgatitinae (/lo-
waiskya descendants) phylogenetic lineage Zaraiskites - Vir-
gatıtes - Epivirgatites and Paracraspedites dominates. The
latter genus we consider as a lateral branch of genus Epivirga-
tites which existed in the norhtern part of the Boreal Province
but was absent in the Russian sea. Development of species of
Epivirgatites differed from normal to gigantism, assymetric
type of rıbbing and sutures on left and right sides of ammoni-
tes. This indicates the extreme life-conditions which brought
the whole subfamily of Virgatitinae to extinction.
During the second stage Dorsoplanites, Pavlovia, Strajevs-
kya, Lomonossovella etc. of Dorsoplanitinae developed in the
Russian Province and such branches of Dorsoplanitinae as
Crendonites, Behemoth and others, existed in the Anglo-
Greenland basin. Dorsoplanitinae extinguished at the end of
the second stage. Regression of the Russian and Polish seas
begins at the end of virgatus phase and reaches a climax at the
end of nikitini phase. Representatives of Dorsoplanitinae are
known as rrareties in the Subboreal Realm during the third and
fourth stages. They are represented in North Siberia by phy-
logenetic lineage Praechetaites-Chetaites and in the Russian
and Anglo-Greenland basins by the lineage of Pronjaites —
Externiceras — Peregrinoceras.
The third stage corresponds to the Kashpurian age. A leap
in ammonites phylogenesis at its beginning is marked by in-
coming of Kachpurites- Gamiericeras - Craspedites - Trant-
scholdiceras, unknown in the Tethyan Realm. The two latter
genera correspond to the vicarious genus Subcraspedites of
the Anglo-Greenland basin and are substituted by Taimyro-
ceras in North Siberia. Phylogenetic branch Kachpurites,
Garniericeras, Hectoroceras s. lato ıs very distinctly recogni-
zed. Hectoroceras s. lato is characteristic of the fourth stage
when it spreads through all the North Siberian and Anglo-
Greenland basins. Typical ribbing of koch: s. str. is seen for
the first time on the adults of Gamniericeras which inhabited
Moscow basin of the Russian sea at the end ofthe Kashpurian
age. To the same phylogenetic lineage belong the Early Va-
langinian Psendogarnieria and Platylenticeras. By the end of
the third stage species of Trautscholdiceras obtain ugly assy-
metric shells and sutures, indicating their dying phase. These
species do not occur in the North Siberian and Anglo-Green-
land Provinces.
The fourth stage corresponds to the Early Ryazanıan. Du-
ring this time Submediterranean Riasanites, Euthymiceras,
Neocosmoceras, Subsurites, Prorjasanites migrated from the
North Caucasian to the Russian sea through the Mangyshlak
and South Embian seaway. At the same time endemic species
of the Suritidae genera Borealites s. lato and Subsurites spp.
have been generated. Rıasanıtes s. lato is not known noth-
ward of the village Lojno (on the River Kama) latitude. Re-
presentatives of this genus exist neither in the Anglo-Green-
land and North Siberian Provinces, nor in Pechora subpro-
vince. During rjasanensis phase Hectoroceras kochı s. lato
was developing in these basins. At the end of rjasanensıs
phase H. ex gr. kochi migrated southward till down the lati-
tude of Ryazan (32, p. 77). There, near the village Kostino,
rjasanensis zone has a later chronostratigraphic level in its
upper part (table 2). For the north-eastern part of the Russian
Province it is expedient to establish that level as the upper
subzone of the rjasanensıis zone (table 1). The water tempera-
ture strongly influenced faunal migration during the Ryaza-
nıan age. The temperature in the sublittoral zone of ferrugi-
nous oolitization (near Pehorka on river Menja) was about
30° C and in the Pechora and North Siberian seas did not ex-
ceed 7°C (32, p. 101). Fluctuations of the temperature influ-
enced the strength of assamblages, the speed and possibilities
of their migration.
The fifth stage corresponds to the Late Ryazanıan phase.
The water temperature within the Subboreal Provinces in this
stage did not exceed 8-10° C and fluctuations were very small.
This stage begun with a biological eruption which resulted ın
flourishing of Suritidae family, comprising 12 genera and 60
species. Suritidae migrated through the Brest strait to the Po-
lish basin, where they coexisted together with Submediterra-
nean berriasellids (15). During this stage Suritidae predomi-
nated in the whole Boreal Realm.
The sixth stage begins from the Early Valanginian. It ischa-
racterized by a broad development of Platylenticeras subfa-
mily which migrated from the Middle European basin
through Northern Europe and the Brest strait into the Rus-
sıan Sea. Menjaites, Costamenjaites and other representants
of Suritidae family occur in the Russian Sea and Tollinae
(Neotollia, Tollia and Praetollia) are known from North Si-
birian Province. Distribution of ammonites reflects an inter-
mittent character of their development. Evolutional stages co-
incide with changes of sedimentary cycles and correspond to
the stratigraphic units of stage and substage.
443
2. BELEMNITES ring virgatus and nikitini phases at the end of the Gorodish-
chian age. Relict Pachyteuthis (Simobelus) s. str. occur in the
Zonal distribution (table 2) is based on V. N. Sachs ınter- North Siberian basin up till the analogus zone. Subgenus Mi-
pretations of the belemnites, obtained during our mutual krobelus of Acroteuthis takes the supremacy in the Kashpu-
sampling from the outcrops near villages Chevkino, Nikitino, rian Russian Sea and at the same time first Acroteuthis s. str.
Pehorka. Lagonibelus s. str. and Pachyteuthis died out du- and Acroteuthis (Boreioteuthis) make their appearance. Du-
il
u |Pekhorka on Mosolovo Tchevkino on Oka. Kashpur on Volga. SE-Transcaspia
o IMenja river on Lectostratotype of Lectostratotype of the (domes: Koj-Kora,
Im itypesection Neplozhe river the Ryazanian Stage Kashpurian Stage Zhdali erc.)
in |(Sasonova, 1977) (Sasonova and Sasonov, 1967) and Usturt
— IE
Zone: Polyptychites keyserlingi and Zone: Polyptychites key- Zone: Polyptychites keyser-
P. michalskii. serlingi and P. michalskii. lingi and P. michalskii.
Fauna: Nikitinoceras triptychifor- Fauna:p,. clarkei, Fauna:p. michalskii,
mis, Buchia keyserlingi, B. inflata Buchia inflata P. clarkei, Buchia inflata,
etc. B. keyserlingi
+ je
Z one: nikitinoceras hoplitoides. Fauna:N. hoplito- Zone :nikitinoceras hopli- Zone :Nikitinoceras hoploi-
& |ides, N. grandiosus, N. triptychiformis, N. syzranicus, N. toides. Fauna:N. syzra- des. Fauna:N. hoplitoides|
& ribkinianus, Menjaites glaber, Costamenjaites lgovensis, nicus, N. ribkinianus, Buchia N. syzranicus, N. ribkinianus „)
E |Buchia inflata, B.keyserlingi, B. tolmatschewi etc. inflata, B. keyserlingi, B. Buchia keyserlingi, B. tolmat-
'n | (Beds 9-8) (Beds 8-6) tolmatschewi (Bed 33) schewi
E ILL _ —|
®S|2 one: Pseudogarnieria undulatopli- | Menjaites glaber, Menjaites imperceptus, In the dames-roofs
Ss catilis. Fa una: Proleopoldia kur- | Buchia solida, Pseudogarnieria SPP. the deposits
lmichensis, Platylenticeras geverilia- | B. crassicollis etc. are missed
Inum, Menjaites imperceptus, Luppovi- or reworked;
ceras validum, Buchia inflata, B.
crassa, B. uncitoides, Acroteuthis Fauna:
(Acroteuthis) lateralis, A. (Boreio- Surites SPP.,
teuthis) explarata, A. (B.) hau- Buchia terebratuloides,
thali etc. (Bed 7) (Upper part of bed 32) Trigonia SPP.
| or Ss eSmSmmee SS _E=m=: Ssesm=:
Zone:surites (Bogoslovskia) sim- | Yields Surites SPP.,
lex. Fauna:sSurites abalicus, no fauna S. (Bogoslovskia) simplex
I. (Bogoslovskia) pseudostenomphala,
Stchirowskiceras tumefactum, Buchia
terebratuloides, B. trigonoides, B.
uncitoides, B. surensis etc. (Bed 6) (Lower part of bed 32)
je | |
Zone:sSurites spasskensis. Fauna: sSurites spasskensis, S.poreckoensis, S. kazakowi- Zone:Surites spasskensis.
lanus, S. tzikwinianus, Borealites suprasubditus, Chandomirovia ilekensis, Peregrinoceras Fauna:s. spasskensis,
Ipressulum, P. subpressulum, Externiceras solovaticum, E. mostjae, Caseyiceras casey, C.dor- S. pechorensis,
sorotundus, C. analogus, Buchia unschensis, B. uncitoides, B. terebratuloides, B. volgensis, | Chandomirovia ilekensis,
B. syzranensis, Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (Acrotheuthis) lateralis, A. (Bo- Externiceras SPP.,
reioteuthis) hauthali. Buchia are in shelly hash. At the base occur redeposited: Riasanites | Buchia terebratuloides
© |spp-, Euthymiceras spp.etc. (Beds 5-3) | (Beds 5-3) (Bed 31)
& SZ JJJ[JJ[J\J[ JR JS || SSL Es sSmmSı
5 ch BESmUbrZrornTeN; ?Subzone:Riasanites Zone:Riasanites rjasanen-
N “ ?Hectoroceras eX spp., Malbosiceras michei- sis and Euthymiceras transfi-
> gr. kochi cus etc. (Beds 30-29) gurabilis. Fauna: Malbosi-
IA a ceras malbosi, E. transfigura-)
5|Subzone:Rriasanites rjasanensis. Fauna:r. rjasanensis S. Str., R. swistowi- bilis, Negreliceras negreli,
= anus, Pronjaites plumatum, Pronjaites bidevexus, Borealites suprasubditus, Buchia vol- Dalmasiceras aff. dalmasi,
= gensis, Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (M.) mosquensis etc. Prorjasanites vnigni, Buchia
u“ Neocosmoceras Spp., Euthymiceras transfigurabilis, Prorjasanites vnigni, volgensis, Calpionellopsis
a Trigonia scapha etc. simplex, Tintinnopsella car-
u pathica, Trigonia Spp., Tauri-
u (Bed 2) (Bed 2) jE== 28-27) Kzsgezea SPP.
u
a Sub zone: Riasanites maikopensis and Euthymiceras euthymi. Zone: Riasanites maikopen-
u Fauna:r. maikopensis s.l. Neocosmoceras aff. perarmatum, Prorja- sis and Euthymiceras euthymi.
& sanites vnigni, Euthymiceras euthymi, Malbosiceras Spp., Trigonia SPP., Fauna:E. euthymi, Neocos-|
e Buchia SPP. moceras SPp., Malbosiceras SPP.
(Bed 26) Calpionellopsis simplex
=, — m ——— ———==)|
Gorodischian Sta- | Upper Oxfordian Stage: Sub zone: Trautscholdi- South Enbe. Usturt.
ge: Dorsoplanites | Amoeboceras alternans ceras kaschpuricus and Cras- In the dames- |Shachpachtian
panderi and Zara- | s.l. Zmme o pedites nodiger. Fauna: roofs the de- |horizan
iskites scythicus 5 T. kuznetzowi, T. milkoven- posits are Shallow-water
Zone (Bed 1) (Bed 1) [S] sis, C. nodiger, Subcraspedi- | thin or absent carbonaceous
cn tes SPp., Garniericeras sub- campletely. deposits, 215m
Euaie clipeiforme. ?G. tolijense, thick. The
[| Buchia volgensis, B. terebra- middle layers
aa tuloides, B. unschensis, Ac- yield:
5 & 3 roteuthis (Microbelus) russi- |Fauna: Craspedites
uU ensis,A.(M.)mosquensis (Bed 25)| Craspedites spp., Buchia
= = & F nodiger, spp., Trigonia
= 5 = Subzone:Craspedites Buchia volgen-|spp., Tintinnop-
auo nodiger and Garniericeras sis, Calpio- |sella carpathi-
= & Il subclipeiforme. Fauna: nella alpina, \|ca, Calpionella
& C. nodiger, C. mosquensis Tintinnopsella|alpina, C. ell-
v etc. (Bed 24) carpatica iptica
Subzone:Craspedites sub-
S 23 u ditus and Garniericeras subcli-
[| vo peiforme.F auna:G. catenu-
7 = latum, G. interjectum, Buchia
E ä 1 terebratuloides, B. volgensis,
o u A. (M.) mosquensis (Bed 23)
Bi Dee
{en nu
3 ar Sub zone: Craspedites
& {n) okensis. Fauna:c. okensis
r) Fe
Garniericeras nov., etc. (Bed22)
a + |
Zone: Kachpurites fulgens. Fauna:Kk. fulgens, Kachpurites fulgens, Craspedi-
K. subfulgens, Craspedites nekrassovi, C. fragilis, tes krylovi, Buchia volgensis,
C. krylovi, Buchia volgensis, Acroteuthis (M.) mos- Acroteuthis (M.) mosquensis
uensis (Bed 21)
ee nme === oo=o- een
Upper Jurassic, Gorodischchian Stage = Tithonian Stage
—
Table2. Correlation ofthe Kashpurian, Ryazanian (= ? Berriasian) and the Lower Valanginian zones of
the Russian Plain. Belemnites are classified by V. N. SACHS.
444
ring rjasanensis and spasskensis phases Microbelus and Acro-
teuthis s. str. are widely distributed, the latter genus comple-
tely substituting Microbelus during the simplex phase at the
end of the Ryazanıan age. At Spitsbergen, the Tethyan relict
genus Psendohibolites is described from the lower part of the
Ryazanian stage. No members of this genus are recognized in
the synchronous beds of the North Siberian and Russian Pro-
vinces. Acroteuthis (Microbelus) russiensis, A. (M.) mosquen-
sis, A. (Acroteuthis) lateralis which are characteristic of the
Kashpurian stage, have been also reported from rjasanensis
and spasskensis zones of the Ryazanıan stage. According to
Pınkne & Rawson (32, p. 43) A. (A.) lateralis and A. (A.)
sublateralis in the North Western Europe are characteristic of
the Berrias. The basal beds of the undulatoplicatilis zone at
Pehorka (River Menja) jield numerous A. (A.) lateralıs, A.
(M.) mosquensis, well known from the Kashpurian stage of
the Russian Province, also found (32) in the Berriasıan beds of
North Siberia. Now, on the evidence of the belemnites distri-
bution, the Jurassic period lasted tillthe end of the Gorodish-
chian age and was followed by the Early Cretaceous period
which came to its climax at the end of the Ryazanian age.
Some relict species survived into the Lower Valangınıan.
3. BIVALVES (BUCHIA)
Buchia are of prominant importance for chronostratigra-
phy though ontogenetic and phylogenetic conservatism of
shells and the absence of non-arbitrary criteria for classifica-
tion of species and subspecies make Buchra taxonomy subjec-
tive and reduce its stratigraphic usefulness. One of the obstac-
les in taking Buchia for zonation is a strong controll of their
morphology by environment. The most favourable condition
for intensive development of Buchia were provided by sublit-
toral areas with sandy-glauconite floor. Glauconite strongly
influenced the abundance of population and the size of indivi-
duals. Glauconite sands contain 20 times more Buchia shells
than the sands without glauconite or with small amount. Du-
ring spasskensis phase a bend of Buchia shell-hash
(0,20-0,22 m thick) was formed in the western part of the
Russian sea. It is exposed near Kashpur, Nikitino, Chevkino.
Mass Buchia burials are reported from Canada, Alaska,
South-East of the USSR. Enormous extinction of this genus is
marked throughout the vast territory of the Boreal Realm du-
ring spasskensis and simplex phases and at the beginning of
the Valanginian. In spite of all the difficulties with Buchza, it
is possible to distinguish on the Jurassic-Cretaceous Junction
3 stages of their phylogenetic development; each answers to
subgeneric level in evolution and to an age in geochronology.
The first stage covers the Gorodishchian age. It is characte-
rized by Jurassic Buchia russiensis, mosquensis, piochii and
others. The second stage corresponds to the Kashpurian and
Ryazanıan ages. It is characterized by B. surensis, terebratu-
loides, volgensis, uncitoides. The third stage begins in the Va-
langinian with flourishing of species like B. inflata, keyserlin-
gi, crassa and others. Record (32, p. 127) of Buchia inflata
from the Berriasian seems speculative. None of the Jurassic
Buchia species occur in the Kashpurian-Ryazanian beds and
no Cretaceous Buchia have ever been reported from the Go-
rodishchian deposits. Characteristics of the Valanginian Bu-
chia are narrow, swelled shells with coarse, sharply advanced,
wrinkled growth rıbs. The Jurassic shells are flat, with thin,
narrow, sometimes filiform rıbs.
4. FORAMINIFERA
According to Daın & Kuznersova (6, table 2) atthe end of
panderi zone 83 foraminifera species became extinct, of
which 62 species were endemic forms of panderi zone and the
rest are from the Gorodishchian stage. In both, panderı and
virgatus zones, occur 17 common species, 13 species are en-
demics of virgatus zone and 8 species are endemics of nikitini
zone. Deposits of virgatus, nikitini zones and ofthe Kashpu-
rian stage jield 8 common species.
Hence, the boundary of a substage rank (in terms of fora-
miniferal stratigraphy), may be fixed at the bottom of panderi
zone, the latter being characterized by an abundance of new
species. Regression between panderı and virgatus phases was
short. Transgression ın the beginning of virgatus phase had
strongly changed a geochemistry of the new basın. The end of
the Gorodishchian age is marked by mass extinction of Am-
mobaculites, Orbignynoides, Mironovella, Lenticulina,
Pseudolamarckina and numerous species of Saracenaria,
Astacolus (13, fig. 3). In the Kashpurian deposits Saracenarıa
is represented by 3 species, Astacolus by 2 species, Marginu-
lina by 5 species (one of which is new), Lenticulina by 1 new
species. Three foraminiferal zones has been established (13,
p- 56) for the “Upper Volgian” stage. A new zonal genus Pla-
copsilina is introduced for the lower zone; the latter also jields
Lenticulina münster, Marginulina embaensis, M. polyhym-
nius, Lagena hispida. The middle zone (corresponding to
subditus zone) is characterized by abundance of Lenticulina
hoplitiformis, L. uralica, Astacolus aquilonicus, Saracenaria
alfa, Margıinulina impropria, M. psendolinearis, Dentalina
delta, Ramulina nodosarioides. Characteristics of the upper
zone are Lenticulina münsteri, L. nuda, Marginulina robu-
sta.
Kuznertsova described (13, p. 25) foraminiferal assemblage
of the Upper Volgian deposits of the Pechora Subprovince
and marked the presence of Arctic species as a factor which si-
gnificantly distinguished this assemblage from the one of the
Volgian Subprovince. Kuznetsova regards the development
of foraminifers in stratigraphic interval Kachpurites fulgens —
Chetaites sibiricus as a single stage. It is marked by incoming
of new Cretaceous forms of a genus rank: Placopsilina, Are-
noturrispirillina. New species Saracenaria visa, S. valangi-
niana, Marginulina transmutata, M. impropria were derived
from the previously existed genera and steadily lasted through
the Early Cretaceous.
Kuznertsova stressed that the elements of new Cretaceous
fauna are distinctly seen in the Kashpurian foraminiferal
paleobiocoenosis. In the Upper Volgian deposits of the cen-
tral part of the Precaspian Subprovince with Craspedites
spp-, Acroteuthis mosquensis, Buchia terebratuloides MJAT-
LıuK (16, p. 86) (with a reference to PROKOPENKO) identified a
foraminiferal assemblage which on the evidence of its compo-
sition should be attributed, partly or completely, to the basal
Berriasian. This brief review shows that a large new foramıni-
feral complex appears during the Kashpurian. Hence the Ju-
rassic-Cretaceous boundary may be fixed at the bottom of the
Kashpurian stage.
5. TINTINNIDS
Tintinnids are known in the Crimea-Carpathian, North
Caucasian (32, p. 171), South-Embian and Mangyshlak Sub-
provinces. They are abundant in the middle calcareous beds of
the Shachpachtinsk horizon at Usturt. We distinguish the
three following tintinnid complexes which characterize diffe-
rent stratigraphic levels.
a) The Tithonian complex includes numerous Crassicolaria
intermedia, Crassicolaria spp. This is described from lime-
stones with Malbosiceras chaperi and Berriasella jacobi in the
outcrops along the coastal section near Pheodosia, Crimea.
Rare samples of Crassicolaria spp. occur together with //o-
waiskya spp. in the Opoka sandstones at the Khan-Moun-
tain. Further to the north tintinnids have not been reported.
b) The Lower Berriasian (Kashpurian) complex includes
numerous Calpionella alpina, C. elliptica, Tintinnopsella car-
patica. It is characteristic of the basal part of Stavchinsk for-
mation, Precarpathian depression and of the middle calcare-
ous beds of Shachpachtian horizon.
c) The Upper Berriasian (Lower Ryazanian) complex is
composed of Calpionella oblonga, C. simplex, Tintinnopsella
ex gr. carpatıica, T. longa. It is distinguished in the lower beds
with Riasanites rjasanensis on River Aminovka, North Cau-
casus, also in the platy limestones with Fauriella boissieri of
the Pheodosia section, Cremia and in the top of Stavchinsk
formation, Precarpathian depression. Rare representatives
occur in the Koj-Kora and Zhdaly domes together with Ria-
sanites spp. Geographical distribution of tintinnids depends
on climatic condition. Tintinnids allow correlation of the
Russian Province beds characterized by Riasanites s. lato
with the deposits of the Berriasian boissieri zone.
445
Remarks on the paper by MEsEZHNIKOoV et al (32, p. 71-80):
Concerning the Berriasian outcrops on the River Oka near
the villages Kuzminskoje and Kostino, the authors of this pa-
per made a point of co-occurence in situ of Riasanites and
Garniericeras. Kuzminskoye section was originally descri-
bed by Bocosrovsky (1, p. 26). There, he distinguished the
beds with rjasanensis as independant ones, underlain by
sandstones with subelypeiforme. Such a pattern of faunal di-
stribution was marked by BocosLovkr also in the other sec-
tions. PavLov (23) described the only section near Konstanti-
novo (2 km to the north of Kuzminskoye) where sandstone
with rjasanensis and subclypeiforme (underlying the Quarte-
nary sands) is followed by sands with fulgens. Marking an ac-
count of intensive studies, ZONov wrote (35) that one could
not agree with PavLov in attributing even the lower part of
band with rjasanensis to the same stage as the beds with Gar-
niericeras. ZONOV had pointed out that he “... made this con-
clusion in spite of the fact that the beds with Gamiericeras
and those with Riasanites occur near Kuzminskoye most clo-
sely to each other; there, they partly suffered redeposition
and formed a single condensed band”. According to Zonov a
new marine transgression on the Russian Plain, incoming and
flourishing previously completely strange Riasanıtes, is also a
significant fact for distinguishing these beds from those with
Gamiericeras. "The authors of the paper (32, p. 71-80) men-
tion phoshatized ammonites as observed in situ and reject the
fact of redeposition of these ammonites, though all the pre-
vious studies mark the occurrence of reworked ammonites in
the bottoms of rasanensis, spasskensis and the Lower Va-
langinian. Redeposited ammonited are black, glossy, roun-
ded (PO; content exceeding 20%). Fossils in situ are in san-
dy-clay preservation with less than 12% of P,O,.
ECONELUSIONS
1. The Tithonian is established as the European Upper Ju-
rassic stage in terms of a standard for correlation. The Berria-
sian is regarded as the lower stage of the Cretaceous system.
In the Russian Province the Tithonian is synchronous to the
Gorodishchian stage. The stratigraphic subdivision and cor-
relation of the latter with other provisional stratigraphic
schemes is given in table 1.
2. The base of the Tithonian and Gorodishchian is isochro-
nous. In all the Subboreal Provinces the upper boundaries of
these stages are marked by breaks in sedimentation of diffe-
rent duration, which have been caused by powerful, though
not simultaneous transgressions and regressions. These
boundaries are asynchronous.
3. In numerous outcrops at the Russian Plain, including
those near Kostino, Kuzminskoye, Chevkino, Kashpur, Ria-
sanıtes and Gamiericerads never occur together in situ.
4. The Berriasıan in the Anglo-Greenland Province begins
with the beds yielding Subcraspedites spp. and includes the
Ryazanian stage. A stratigraphic scheme of the Kashpurian
and Ryazanian stages and their proposed correlation with the
Berriasian zones of the Submediterranean Realm is given in
table 1. Lectostratotype and type-sections of the Ryazanian
stage for the Russian Province are given in table 2.
5. The Pucksian stage of North Siberia is represented by a
complete succession with underlying Jurassic deposits. It can
be used as a type-section for correlation with the Berriasian.
6. Changes of faunal assemblages clearly mark the Lower
Valanginian boundary in the Subboreal Realm. It can be used
as a regional marking horizon for inter-regional correlation.
446
10.
15.
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447
Reconsideration of the stratigraphic position of the boundary
between the Berriasian and the Nemausian
(= Valanginian sensu stricto)
PHILIP J. HOEDEMAEKER*)
With 3 text figures
AUBSITURAET
The study of the ammonite distribution in the Lower Cre-
taceous beds N and NW of Los Miravetes (Rio Argos, W of
Caravaca, SE Spain), compels us to draw the boundary bet-
ween the Berriasian and Valanginian sensu stricto between the
Berriasella (Berriasella) picteti Subzone and the Tirnovella
alpillensis Subzone. The latter subzone was introduced as a
substitute for the Berriasella (Berriasella) callisto Subzone of
LE H£Garar (1971), because, although both subzones em-
brace the same biochronologic interval, the ammonite asso-
ciations of the two differ fundamentally: in addition to the
known callisto association of merely “Berriasian’’ ammoni-
tes, the 7. alpıllensis Subzone contains an equally large num-
ber of renownedly “Valanginian’ ammonite forms appearing
at its base. The boundary proposed here coincides with the
appearance of Lorenziella hungarica, which provides ameans
to correlate this level outside the Mediterranean faunal pro-
vince.
The transformation from a pure Berriasian ammonite asso-
ciation into a clear Valanginian association definitely has not
the abruptness that invited so many stratigraphers to choose
this boundary as the one between the Jurassic and Cretaceous
systems.
Finally arguments are adduced to return to the old concept
ofthe Valanginian Stage and to regard the Berriasian as its lo-
wer substage. For the upper substage of the Valanginian
(= Valanginian sensu stricto) the name Nemausian (SARRAN
p’Aırarn, 1875, 1881) is available, which has explicitly been
introduced to cover the stratigraphic interval between the
Berriasian and the Hauterivian.
KURZFASSUNG
Die Verteilung der Ammoniten in der Unterkreide-Ab-
folge N und NW von Los Miravetes (Rio Argos, W von Cara-
vaca, SE-Spanien) zwingt uns die Grenze zwischen dem Ber-
riasund dem Valangin s. str. zwischen der Berriasella (Berria-
sella) picteti-Subzone und der Tirnovella alpillensis-Subzone
zu legen. Letztgenannte Subzone wurde als Ersatz für die
Berriasella (Berriasella) callisto-Subzone von LE HE£GARAT
(1971) eingeführt, da die Ammoniten-Vergesellschaftungen
der beiden Zonen beträchtlich unterschiedlich sind, obwohl
beide Subzonen dasselbe biochronologische Intervall umfas-
sen. Zusätzlich zu der bekannten callisto-Vergesellschaftung
aus reinen „‚Berrias-Ammoniten“ enthält die T. alpillensıs-
Subzone eine vergleichsweise große Anzahl von typischen
„‚Valangin-Ammoniten“, Formen also, die an der Basis der
*) PH. J. HOEDEMAEKER, Rijksmuseum van Geologie en Mineralo-
gie, Hooglandse kerk gracht 17, 2312 HS Leiden, The Nether-
lands.
Zone einsetzen. Die hier vorgeschlagene Grenzziehung fällt
mit dem Einsetzen von Lorenziella hungarica zusammen,
dies gibt die Möglichkeit zur Korrelation auch außerhalb der
mediterranen Faunenprovinz. Die Umbildung von einer rei-
nen Berrias Ammoniten-Vergesellschaftung zu einer reinen
Valangin-Vergesellschaftung zeigt nicht die Schärfe, die man-
che Bearbeiter verleitet hat, diese Grenze als Jura/Kreide-Sy-
stem-Grenze zu wählen. Schließlich werden Argumente an-
geführt zum alten Konzept für die Stufe Valangin zurückzu-
kehren und das Berrias als untere Unterstufe zu betrachten.
Für die obere Unterstufe des Valangin (= Valangın s. str.) ist
der Name Nemausian (SARRAN D’ALLARrD, 1875, 1881) ver-
fügbar; er wurde eingeführt für das Intervall zwischen Berrias
und Hauterive.
448
INTRODUCTION
A Dutch equipe of eight stratigraphers and palaeontologists flagellates, pollen, coccolithophorids, nannoconids, calpio-
is studying the biostratigraphy ofthe Lower Cretaceous along nellids, benthic and planktic foraminifera are being integrated
the Rio Argos, W of Caravaca in SE Spain. This study is par- with the ammonite zonation. Also the cyclicity of the depo-
tially financed by the Netherlands Organization for the Ad- sits is studied, which facilitates the application of numerical
vancement of Pure Scientific Research. The zonation of dino- stratigraphical methods.
LE - BAS ANGLES
Berriasella (Berriase
B. (Malb
nella)
(Th.) Th. (Thurmanniceras
AURIE - PUSTEAU BERRIAS LA GAREN
LES OLIVIERS
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B.
S.
(
5.
(Sp.
&
a
Figure 1. Comparison of the ammonite ranges in various French sections with those in the Los Miravetes
section. Correlation of the sections is primarily based on calpionellid biohorizons (left side and horizontal
dashed lines). The base of calpionellid zone E has not yet been traced in Los Miravetes. Solid horizontal lines
delimit ammonite subzones (right side). The intervals occupied be LE HEGARAT’s callısto Subzone and
THIEULOY’s otopeta Zone are depicted for comparison. In order to save space only the scales in metres
alongside the published lithological columns are drawn and accomodated so that the biohorizons are in line;
the columns are omitted.
Therefore we began our investigation with the as accurate
as possible construction of the lithologic columns. The litho-
logy of the entire sequence consists of a monotonous alterna-
tion of grey marlstone beds with light grey marly limestone
beds. Additional sandstone turbidite beds occur in the Ap-
tian. The Lower Cretaceous along the Rio Argos is more than
1500 m thick and shows great similarity with the Lower Cre-
taceous sequence ofthe Fosse Vocontienne ın SE France. Un-
LOS MIRAVETES
Chamalocia aenigmatica
vg
»ostata
bochtlanense
Y ws
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449
fortunately a regional unconformity makes that upper Ap-
tian, lower Albian, and middle Albian beds are missing. Our
equipe has spent seven months in collecting ammonites from
this sequence. This resulted ın a collection of some 8000 iden-
tifiable ammonites. After identification, their ranges were
plotted alongside the lithologic columns.
The study of the ammonite biostratigraphy was begun with
the faunas of the uppermost Tithonian, Berriasian, and lower
pertransi
m
zueymardi
7
———————— |,
Th. (K.) aff.
rezanen
tr
aff.
.Sr.
CALLISTO
450
Valanginian sensu stricto. The outcome of this study compel-
led the author to reconsider the stratigraphic positions of the
Tithonian-Berriasian boundary and the boundary between
the Berriasian and the Valanginian sensu stricto. During the
Second Symposium on the Spanish Jurassic, Granada 1979,
the author adduced arguments that the former boundary had
best be chosen between the Psendosubplanites grandis Sub-
zone and the Subthurmannia (Strambergella) subalpına Sub-
zone (HOEDEMAEKER, 1981). Here will be discussed where the
boundary between the Berriasian and the Valanginıan sensu
stricto had best be chosen.
DATA FROM SOUTHEASTERN FRANCE
The abrupt virtually total renewal of the ammonite fauna at
the boundary between the Berriasian and the Valanginian
sensu stricto in SE France has since long been a well-known
fact (BusnarDo & LE HEGARAT, 1965; LE HEGARAT & REMANE,
1968; LE H£GaraT, 1971). All “Berriasian” perisphinctaceans
are suddenly replaced by “Valanginian” ones: an almost
complete stratigraphic segregation existed between reputedly
“Berriasian” and renownedly “Valanginian” perisphinctace-
ans. Only the range of Pomeliceras nıeri (Pıcr.) has been
shown to be overlapping the ranges of Tirnovella gratianopo-
htensis (Savyn), T. pertransiens (Sayn), Thurmanniceras
(Thurmanniceras) thurmanni (Pıcr. & Caur.), Th. (Th.) sa-
hentinum (Sayn), and Thurmanniceras (Kilianella) aff. pe-
xıptychum (UHr.) (LE HEGARAT & REMANE, 1968; LE HEGA-
RAT, 1971).
This is the reason why so many stratigraphers prefer to
choose this boundary as the limit between the Jurassic and the
Cretaceous systems (Zeiss, 1965; WIEDMANN, 1968, 1974,
1975; Drusuchits, 1975; BapaLuta, 1975; PATRuLıus et al.,
1976; and all those attendants of the “Colloque sur la limite
Jurassique-Cretace” who voted for this boundary, among
which LE HEGARAT, EnAY, DE FLANDRIN, and THIEULOY).
Recent bed by bed investigations of REMANE & THIEULOY
(1973), THıEuLOY (1973, 1977b, 1979), and ALLEMAnN & Re-
MANE (1979) in the Barret-le-Bas, Angles, and La Faurie-Pu-
steau sections in SE France only seem to confirm this abrupt-
ness of the renewal of the ammonite fauna. THıEULOY showed
that in an interval of only two metres thickness (Barret-le-
Bas) the range of another reputedly “Berriasian” ammonite
form, viz. Subthurmannıa (Subthurmannia) boissieri (Pıcr.),
is overlapping the ranges of Thurmanniceras (Thurmannice-
ras) otopeta THıeuL., Th. (Th.) aff. salientinum Sayn, Th.
(Th.) cf. allobrogicum (Kır.), and Tirnovella aff. pertran-
sıens (SAYN).
The part of the calpionellid subzone D3 (which starts with
the entry of Lorentziella hungarica) situated below the base
of this interval of overlap, contains the ammonite association
that according to LE H£GArAT (1971) characterizes the Berria-
sella (Berriasella) callisto Subzone. This association consists
only of “Berriasian” ammonite forms: Berriasella (Berriasel-
la) callisto (D’Ors.) (Berrias, La Garenne, Les Oliviers),
B. (B.) montelsi (Le He£c.) (LaGarenne), Tirnovella alpillen-
sis (Maz.) (La Garenne, Les Oliviers), T. donzei LE He£c. (La
Garenne, Les Oliviers), Subthurmannia (Subthurmannia)
boissieri (Pıcr.) (Pusteau, Angles, Barret-le-Bas), S. ($.) ra-
refurcata (Pıcr.) (Pusteau), Thurmanniceras (Erdenella) pa-
quierı (Sım.) (La Garenne), Leptoceras studerı (Oosr.) (La
Garenne, Les Oliviers), Zp. brunneri (Oosr.) (La Garenne),
Thurmanniceras (Kilianella) chamalocense (Maz.) (Puste-
au), Pomeliceras (Pomeliceras) nieri (Pıcr.) (Berrias), and
S. ($.) latecostata (Kır.) (Berrias, La Garenne). From other
sections have been reported: $. ($.) romanı (Maz.), Berria-
sella (Malbosiceras) aff. rowvillei (MATH.), and Spiticeras (Ki-
lianiceras) damesiforme Djan. This completes the impoveris-
hed ammonite association that was hitherto thought to cha-
racterize the B. (B.) callisto Subzone.
The part ofthe calpionellid subzone D3 between the base of
the 2 m interval of overlap and the level in which the marked
decline in the frequency of Calpionellopsis oblonga ıs situa-
ted, is characterized by the sudden entry of many renownedly
“Valanginian” ammonite forms, viz. Tirnovella pertransiens
(Sayn) (Pusteau, La Garenne, Les Oliviers), T. gratianopoli-
tensis (Sayn) (= Th. thurmanni [Pıcr. & Camp.] in LE H£Ga-
RAT & REMANE, 1968, pl. 1, fig. 5) (Les Oliviers, Pusteau, La
Garenne), Thurmanniceras) (Thurmanniceras otopeta
THıeur. (Barret-le-Bas, Angles, Pusteau), Th. (Th.) salienti-
num SAYN (Pusteau), Th. (Th.) aff. salientinum (still unin-
terpretable) (Barret-le-Bas, Angles), Th. (Th.) cf. allobrogi-
cum (Kır.) (Barret-le-Bas), Th. (Th.) aff. thurmanni (Pıcr.
& Camp.) (= Th. gratianopolitensis Sayn, in LE HEGARAT &
REMANE, 1968, pl. 1, fig. 5) (Les Oliviers), Th. (Th.) aff. pe-
rısphinctoides (Unr.) (possibly conspecific with Tb. [T».]
loryı Sayn) (Angles), Thurmannıceras (Kilianella) aff. pexip-
tychum (Unr.) (LE HEGARAT & REmaNE, 1968, pl. 1, fig. 4)
(Pusteau, La Garenne), Th. (K.) cf. grossonvrei Sayn (Puste-
au), Ihurmanniceras (Erdenella) cf. hystricoides (UHL.)
(Angles), and Spiticeras (Kilianiceras) gratianopolitense
(Kır.) (Pusteau). The latter two are the only forms with “Ber-
riasian” affinities, but have only been recorded from the lo-
wer Valanginian sensu stricto.
It should be noted that in 1965 LE HEGARAT reported Sara-
sinella aff. longi (Sayn), Neocomites premolicus Sayn, and
Thurmanniceras (Kılianella) Iucense Sayn from bed 198 ofthe
Berrias section. This bed is also the level in which the marked
decline in the frequency of Calpionellopsis oblonga is situa-
ted. Because of this record, the latter species has been used by
WIEDMANN (1968) as index for his Th. (K.) Incense Zone,
which would cover the biostratigraphic interval between the
disappearance of B. (B). callisto and the appearance of Th.
(K.) ronbaudianum. W1EDMANnN’s publication was however
just preceeded by the publication of LE H£GARAT & REMANE
(1968), in which they introduced their Tirnovella pertransiens
Subzone for virtually the same beds with the same fauna of
“Valanginian” ammonites, which therefore has priority. In
1971, however, LE HEGARAT omitted these ammonite forms
from his list of cephalopods found in bed 198 of the Berrias
section, whereas THIEULOY (1979) reported the first Th. (K.)
lucense and N. premolicus, together with the first Tirnovella
gueymardi (Sayn), and Th. (K.) cf. bochianense Sayn from
much higher levels, viz. near the boundary between the cal-
pionellid zones D and E.
Le H£carar (1971) characterized the base of the Th. per-
transiens Subzone by the sudden appearance of typically “Va-
langinian”” ammonite forms in SE France. In the Barret-le-
Bas, Angles, and La Faurie-Pusteau sections the lower boun-
dary of the T. pertransiens Subzone should therefore be
drawn at the base of the two metres thick interval in which the
ranges of reputedly “Berriasian’’ and renownedly ”Valangi-
nian”’ ammonite forms are overlapping. BusnarDo & THIEU-
ıoY (1979), however, separated the lower part of the T. per-
transiens Subzone, as it was previously conceived, as a di-
stinct biostratigraphic unit, the Thurmanniceras (Thurman-
niceras) otopeta Zone. This zone is interpreted to incorporate
the total, recently known range of Berriasella (Malbosiceras)
foraticostata (THiEuLoY). The range of this species, which un-
doubtedly has “Berriasian” affinities, apparently straddles
the lower boundary of the T. pertransiens Subzone, for it
commences below the massive entry of renownedly “Va-
langinian” forms amidst an association with only “Berriasian’
forms such as B (B.) aff. callısto, T. aff. alpillensis, T. cf.
DATA FROM LOS
The succession of ammonite faunas in Los Miravetes is
quite different from that ofSE France and compels us to adopt
a different interpretation of the boundary between the Berria-
sian and the Valanginian sensu stricto.
As in SE France, the base of the stratigraphic interval that
can be correlated with the 2. (B.) callisto Subzone is faunisti-
cally characterized by the end of the acmes of Berriasella
(Berriasella) picteti (Jacos) and B. (B.) jauberti Maz., by the
beginning of the acmes of Tirnovella alpillensis and T. don-
zei, and by the start of the range of Lorenziella hungarica.
Like in SE France the “typically Berriasian” species Sub-
thurmannia (Subthurmannia) boissieri (Pıcr.), S. (S.) rare-
furcata (Pıcr.), B. (B.) callisto (D’Ors.), T. alpillensis
(Maz.), T. donzei (LE H£c.), Thurmanniceras (Erdenella)
paquieri (Sım.), and Leptoceras studeri (Oost.) were found
throughout the stratigraphic interval correlated with this sub-
zone. In addition several specimens of Spiticeras (Spiticeras)
tenuicostatum Djan., Sp. (Sp.) n. sp. aff. oppeli (Unr.), Spi-
ticeras (Kılianiceras) incertum Dyan., and the last representa-
tives of B. (B.) picteti (JACOB), B. (B.) jauberti Maz.., Spitice-
ras (Groebericeras) aff. bifrons (Leanza), and Sp. (Sp.) multi-
forme Dian. were collected from this interval.
In the beds directly above those in which the last repres-
entatives of S. ($.) boissieri, S. (S.) rarefurcata, B. (B.) callisto,
T. donzei, and Lp. studeri were found (which in SE France
marks the top ofthe B. [B. ]callisto Subzone) appear like in SE
France: Tirnovella pertransiens (Sayn) and its morphotype
valdrumensis Sayn, Thurmanniceras (Thurmanniceras) oto-
peta Trıeu1., Th. (Th.) allobrogicum (Kır.), Th. (Th.) sa-
hientinum Sayn, Thurmanniceras (Erdenella) cf. hystricoides
(Uhr.), and Thurmanniceras (Kilianella) grossonvrei Sayn.
In addition appear Sayn’s (1907) Th. (K.) ‘bochianensis’ var.
comprimee (= Th. [K.] n. sp. aff. bochianensis), MAzEnoT’s
451
donzei, and S. (S.) boissieri; B. (M.) foraticostata disappears
in the same bed as S$. (S.) boissieri. Therefore the lower boun-
dary of the Th. (Th.) otopeta Zone is probably, but only
slightly, lower than the base of the original T. pertransiens
Subzone.
LE H£GARAT & REmAnNE (1968) and LE H£carar (1971) in-
terpreted the latter as the lowest subzone of the Th. (K.) rou-
baudianum Zone as then conceived. The ammonite associa-
tion that LE H£GARAT (1971) gave confirms this. Unfortuna-
tely he did not give a faunistical characterization of the upper
boundary of this subzone; in fact he characterized only its ba-
sal part (LE H£Garart, 1971, p. 287). It is therefore impossible
to separate the lower part ofthe 7. pertransiens Subzone as a
distinet biostratigraphic unit, because this should always and
inevitably be identical with the original T. pertransiens Sub-
zone, which has priority over the Th. (Th.) otopeta zone.
THIEULOY therefore perfected the ammonite association of the
basal part of the 7. pertransiens Subzone. In France the me-
lange of Berriasian and Valanginian ammonite forms that alle-
gedly would characterize the Th. (Th.) otopeta Zone seems to
be restricted to the 2 m thick interval of overlap.
MIRAVETES (SPAIN)
(1939) ‘Th. aff. pertransiens’ (= Tirnovella n. sp. aff. guey-
mardi), and the form referred to by Arnaup et al. (1981) as
Tirnovella aff. alpillensis (=T. aff. alpillensis).
The entry of this association clearly marks the base of the
T. pertransiens Subzone. It should be mentioned that also the
last representatives of typical T. alpillensis and the only re-
presentative of Spiticeras (Spiticeras) correardi (Kır.), were
collected from these lower beds and that Wıepmann (in Arı-
MANN et al., 1975) reported the last Spiticeras (Negreliceras)
cf. negreli (MatH.) from the bed that produced the first 7.
pertransiens.
Higher in the T. pertransiens Subzone appear: Thurman-
niceras (Kılianella) ischnoterum Sayn, Th. (K.) roubaudia-
num (D’Ore.), Sayn’s (1907) variety of Th. (K.) “bochianen-
sis” that he depicted on pl. 6, fig. 12 (= Th. [K.] aff. bochia-
nense), Ihurmanniceras (Thurmanniceras) loryi Sayn, Tir-
novella gueymardı gueymardi (Sayn), and Olcostephanus
(Olcostephanus) aff. globulus Spark. Also single specimens
of: Sarasinella varıans (UHL.), Sr. eucyrta (Sayn), Thur-
manniceras (Thurmanniceras) aff. kingi (Unr.), Parandice-
ras cf. theodori (UHL.) were found together with the last Sub-
thurmannia, viz. S. (S.) lissonoides SPATH.
The ammonite association that forms the faunal transition
between the T. pertransiens association and the Busnardoites
campylotoxus association is distinct enough to justify the in-
troduction of a separate subzone. The “horizon A Saynoceras
hirsutum” of THıeuLoy (1973, 1977, 1979) falls within this
subzone. As the ammonite fauna in this biostratigraphic unit
at Los Miravetes is still too fragmentary to define a true Op-
pel-subzone in the proper way, this unit is provisionally kept
in the state of assemblage-subzone and called the Sarasinella
trezanensis-Thurmanniceras (Kilianella) pexiptychum As-
semblage-subzone (HOEDEMAEKER, 1982).
452
In the lower part of this subzone appear: T. gueymardi
crassicostata (NIKOLOV), Sr. trezanensis (LORY), Sr. subqua-
drata (Sayn), N. subtenuis Sayn, Th. (K.) pexiptychum
(UHr.) (typical form), cotype of ‘Hoplites pexiptychum’
Unuic, 1882 (= Th. [K.] n. sp. F), Th. (K.) cf. bochianense
Sayn, Olcostephanus (Rogersites) ambikyi Besarkıe, O. (R.)
aff. schenki (OP.) in SparH, 1939, and Chamalocıa aenigma-
tica (Sayn). Worth mentioning is the fact that the last repu-
tedly “Berriasian” Th. (E.) paguieri was found in this sub-
zone as well as the last Th. (T'h.) otopeta and Spiticeras.
The reason why the ammonite succession from Los Mira-
vetes is of particular importance is the fact that in the strati-
graphic interval that can be correlated with the 2. (B.) callisto
Subzone reputedly ““Valanginian’”’ ammonite forms appear in
rather great diversity.
In the five basal metres of this interval (there is no sign of a
hiatus) were collected the first Tirnovella gratianopolitensis
(Sayn), Thurmanniceras (Kılianella) retrocostatum Sayn,
Th. (K.) cf. Iucense Sayn (only small fragments, which could
not be identified with certainty), Sarasinella longıi (Sayn),
Neocomites premolicus Sayn, several other forms of Neoco-
mites, Sayn’s (1907) Th. thurmannı, echantillon presque ty-
pique (= Th. [Th.] aff. thurmannı), Sayn’s (1907) variety of
“Th. Thurmanni” that he depicted on pl. 5, fig. 1 (= Tirno-
vella n. sp. aff. gratianopolitensis), Sayn’s (1907) “Th.
Thurmanni”, varıete ä large ombilic (= Tirnovella alpillen-
sis), Sayn’s (1907) Neocomites trezanensis’, varıete A tours
etroits (= Sarasınella n. sp. aff. trezanensıs), Sayn’s (1907)
‘Neocomites neocomiensis’, variete plate ä cötes fines et fasci-
culees (= Pseudoneocomites n. sp.) (Psendoneocomites HoE-
DEMAEKER, 1982, type species Hoplites Retowskyi SaRAsıN &
SCHÖNDELMAYER, 1901), Kırıan’s (1891) “Hoplites Thurman-
ni”, var. extreme A tubercules (= Th. [Th.] n. sp. B), and
Menmmr’s (1965) Kılianella aff. grossouvrei (= Th. [K.]n. sp.
aff. grossouvrei).
Higher in this interval appear: Thurmanniceras (Kilianella)
aff. Iucense Sayn (with fasciculated ribs in addition to those
that are bordering the constrictions), Sayn’s (1907) Th. (K.)
“Roubandi”, variete A tours plus embrassants (= Tb. [K.] n.
sp. G), and Pıcrer’s (1867) ‘Ammonites Astierianus’ from
Berrias (pl. 18, figs. 3, 4) (= Olcostephanus [Olcostephanus])
cf. sublaevis SPATH).
In the upper part of this interval appear: Olcostephanus
(Olcostephanus) sakalavensis BEsamıE, and Neocomites neo-
comiensis (D’ORB.).
It should be noted that, with the exception of Sarasinella
longi, Sayn’s ‘N. trezanensis’, var. A tours etroits, Sayn’s Th.
(K.) “Roubaudi”, var. A tours embrassants, and Th. (K.) cf.
lucense, all the above mentioned “Valanginian” forms were
also found in the overlying T. pertransiens Subzone of Los
Miravetes or even higher.
Also it should be mentioned that representatives of Kilia-
nella already appear in the lower Berriasian and that at Los
Miravetes their frequency in the upper Berriasian equals their
frequency in the lower Valanginian sensu stricto. Therefore
this subgenus could no longer be considered characteristic for
the Valanginian sensu stricto.
In our columns the base of the T. alpillensis Subzone was
drawn at the local entry of T. gratianopolitensis and the base
of the T. pertransiens Subzone at the local appearance of its
index species.
DISCUSSION
The faunal succession encountered at Los Miravetes has
important consequences as to the stratigraphic position of the
boundary between the Berriasian and the Valangıinian sensu
stricto.
The impoverished association. of merely “Berriasian” am-
monites that hitherto characterized the B. (B.) callisto Sub-
zone ın SE France, could not be found in the Miravetes sec-
tion. Instead the stratigraphic interval that can be correlated
with the 2. (B.) callisto Subzone contains an ammonite asso-
ciation that is the summation of the „‚typical callisto associa-
tion” and a substantial association of renownedly “Valangi-
nıan’” ammonites that would hitherto have indicated the T.
pertransiens Subzone. It is in this stratigraphic interval that
the melange of Berriasian and Valanginian ammonite forms
occurs. Because of the fundamental difference between the
ammonite association collected from this stratigraphic inter-
val at Los Miravetes and the association that hitherto defined
the concept of the B. (B.) callisto Subzone, the latter name
does not satisfy anymore. Nevertheless this association,
which is composed of a fifty-fifty mixture of “Berriasian”’ and
“Valanginian”” ammonites, clearly represents a distinct,
well-delimitable and well-recognizable biostratigraphic unit
between the B. (B.) picteti Subzone and the T. pertransiens
Subzone. Tirnovella alpillensis was chosen as the new index
for this biostratigraphic unit; it is themost frequent ammonite
in this unit in SE France as well as in SE Spain.
It is yet unexplicable why no “Valanginian’ ammonite forms
have been recorded from the B. (B.) callisto Subzone in SE
France. For several French sections, for instance the Berrias
section, the existence of a hiatus, along which the main part of
the B. (B.) callisto Subzone and the basal part of the 7. per-
transiens Subzone are missing, may be the explanation
(DonzeE & LE HEGARAT, 1965; LE HEGARAT & REMANE, 1968;
Le He£Garar, 1971). This explanation, however, will no lon-
ger serve for other sections in SE France, for instance the La
Faurie-Pusteau section, in which no trace of a hiatus has hi-
therto been detected. For these sections we must think of col-
lection failure or of facial and ecological factors to account for
the absence of “Valanginian’’ ammonites.
WIEDMANN (in ALLEMANN et al., 1975) already reported a
similar mixture of ‘Berriasian’ and “Valanginian’ ammonites
from SE Spain. Unfortunately the ammonite association he
described from his “B. (B.) callisto Zone” of Los Miravetes
cannot be relied on, because, due to a serious correlation error
in the amount of overlap assumed for the different parts of the
Miravtes section, he equated the stratigraphic interval occu-
pied by the T. alpillensis Subzone with the interval occupied
by the T. pertransiens Subzone. Due to this error 7. pertran-
siens seems to be most abundantly present in his “B. (B.) cal-
listo Zone”, which motivated him to drop this species as index
for the basal biostratigraphic unit of the Valanginian. Also
Th. (K.) lucense was rejected as index, because it appears low
in the “B. (B.) callisto Zone”. Therefore he introduced his
Th. (Th.) thurmanni Zone for the same biostratigraphic in-
terval as defined for his former T». (K.) lucense Zone, ı. e.
between the last 2. (B.) callisto and the first Th. (K.) ronban-
dianum.
After correction of this correlation error, our investigation
revealed that WıEpmann’s findings may be true for Th. (K.)
lucense, but definitely not for T. pertransiens, which at Los
Miravetes appears directly above the last 2. (B.) callisto. Mo-
reover also Sayn’s Th. Thurmanni, echantillon presque typi-
7eubstage
Dres
—_ I stage
Superz
! zones
[| metres
LOWER VALANGINIAN
]_PERTRANS. [ TREZ.-PEX.| subzones
ALPILLENS
250
453
que (this juvenile specimen is generally interpreted as a true
thurmanni, but I provisionally referred to it as aff. thur-
manni because ofthe uncertain interpretation of the lectotype
of thurmanni in PıctEr & CamPicHE, 1860, pl. 34, fig. 1,
which ıs only an adult living chamber fragment) appears at the
base of the interval that can be correlated with the 2. (B.) cal-
listo Subzone. As the motives for the introduction of the Th.
(Th.) thurmanni Zone are without foundation, the concept of
this zone should be abandoned.
The faunal successions reported by WIEDMANN (in ALLE-
MANN etal., 1975) from the Canada Lengua sections (S of Ca-
ravaca), which are not disturbed by correlation errors, but
which are very incomplete due to lacunas, show however that
not only the ends of the ranges of Pomeliceras nieri, S. (S.)
ia
Spain
5) from Tunis
1982) from
9
TETI |
PIC
200
RAREFURCATA
PARAMIMOUNA ]
IERT
150
BERRIASIAN
BOISS
DALNASI
BADLY EXPOSED *
of Hoedemaeker
Based on data of Le Hegarat (1971) from France
DIVERSITY GRAPHS OF AMMONITE FAUNAS
E + 7 Based on ranges
-—--— Based on data of Memmi & Salaj
E
Number of ammonite [orms
Figure 2. The number of ammonite forms at each level of the Los Miravetes section (Spain) is compared
with the number of ammonite forms reported from each subzone in France by LE HEGARAT (1971) and with
the number of forms reported from the ammonite assemblages distinguished by MEMMI & SALA]J (1975) in
Tunisia. The correlation of these assemblages with LE HEGARAT’s zonation was slightly modified. Haploce-
ratids, lytoceratids, and phylloceratids are excluded from this comparison. The Miravetes diversity graph
shows the deep low that separates the diversity highs of the transıtorius and boissieri superzones, the low
subsidary high of the subalpina Subzone, and the conspicuous subsidary high of the alpillensis Subzone
between the diversity highs of the boissieri and roubandianum superzones.
454
boissieri, and Sp. (Ng.) negreli, but also those of B. (B.) callı-
sto, Sp. (Ng.) cf. paranegreli, and Lp. studeri are overlapping
a few metres the beginning of the range of T. pertransiens.
When the diversity (= number of species) of the peri-
sphinctacean ammonites of Los Miravetes was plotted bed by
bed for the uppermost Tithonian, Berriasian, and lower Va-
langinian sensu stricto, a succession of pronounced diversity
highs and lows became apparent (Fig. 2). At first interpreted
them as local diversity fluctuations. Changes in facies could
not be held responsible for these highs and lows, because the
facies remains unchanged at nauseam throughout the entire
Miravetes sequence. However, several of these highs and lows
turned out to be of supraregional extent, for it was possible to
reconstruct similar diversity curves (Figs. 2, 3) with equally
pronounced highs and lows at the same stratigraphic positions
when we include in them all those Mediterranean ammonite
forms whose ranges are known correct to a subzone, in parti-
cular those of LE H£Garar (1971) and THıEuULoOY (1977a, 1979)
for SE France and of Memmi & Sara] (1975) for Tunisia. This
justifies the conclusion that these highs and lows are not me-
rely local aberrations, but are of important time-stratigraphic
significance, the more so as it turned out that the diversity mi-
nıma correspond with the terminations of known regressive
periods in the Mediterranean realm.
Each diversity minimum is preceeded by a stratigraphic in-
terval in which disappearances of faunal elements highly pre-
dominate over appearances of new elements and is followed
by an interval in which new appearances predominate over
disappearances. Consequently each diversity high has its very
own diagnostic fauna of perisphinctacean species and (sub)-
genera, which is quite different from the fauna of the adjacent
diversity highs. Across a diversity minimum the transforma-
tion of the fauna appears to berapid and profound, whereas in
between the minima the successive ammonite faunas imper-
ceptibly shade off into one another. The broad highs, therefo-
re, represent successive natural ammonite assemblages, which
form the raw material for the distinction of major biostrati-
graphic units, superzones, in the Mediterranean province,
whereas the deep minima delimit distinct steps in the deve-
lopment ofthe ammonite faunas. Similar steps can be demon-
strated for the faunal successions reported from Bulgaria, The
Crimea, and Roumania.
So it turns out that the “episodic faunal revolutions”, as
WIEDMANN (1973) called the rapid faunal turnovers used to de-
termine the lower boundaries of the Triassic and Jurassic sy-
stems, are much more frequent than hitherto assumed. Many
of these turnovers, however, come about mainly at the ge-
nus/species level and are therefore less manifest, although the
slaughter among the ammonites is often of the same order.
Even the five phases recognized by WIEDMAnN (1973) in the
development of the ammonite faunas can, with a slight modi-
fication, be distinguished within the diversity highs of Los
Miravetes and form the basıs for the recognition of subzones
(Fig. 3). The shape of the diversity graph is comparable to the
one predicted by Carr & Kırcherı (1980).
I am convinced that the recognition and determination of
the presumably large number of such rapid faunal turnovers
attended by conspicuous diversity lows provides a valuable
means to give the delimitation of many biochronological units
the objective basis that stratigraphers are so eager to obtain.
The superzones thus delimited in Los Miravetes have been
given biostratigraphic names. The ammonite associations
within the broad highs practically correspond to the original
faunistical concepts of the Paraulacosphinctes transitorins
Zone sensu NEUMAYR (1871) and Sarunov (1977), the Sub-
thurmannia (Subthurmannia) boissierı Zone sensu KıLıan
(1888) and the “Colloque sur le Cretace inferieur”’ (1965), and
the Thurmanniceras (Kilianella) roubaudianum Zone sensu
Kırıan (1888, 1896). These turn out to be real, practical, and
well-delimitable biostratigraphic units and were therefore re-
stored in their original sense, but their concepts were of
course corrected and adapted a little in accordance with the
greater knowledge we have now of the distribution of ammo-
nites. This means, however, that S. (S.) boissieri and Th. (K.)
roubandianum are not available anymore as index species for
the upper Berriasian and the lower Valanginian sensu stricto.
The index fossils of these zones are therefore replaced by S.
(S.) rarefurcata and Th. (K.) retrocostatum respectively
(HOEDEMAEKER, 1982) (Fig. 3).
The superzones are separated from each other by faunal
transitions in which the faunal elements of the foregoing su-
perzone rapidly dısappear to make room for the new faunal
elements of the next superzone, which gradually, though ra-
pidly and simultaneously with this disappearance, increase in
number and diversity to reach their maximum in the upper
part of that superzone. These faunal transitions give rise to
narrow subsidary diversity highs, because the diversity of
such transitional association is the summation of the old and
the new faunal elements. These small diversity highs are situa-
ted within the deep lows. The transitional faunas should be
incorporated in the superzone that immediately follows
them, because the entry and the rapid increase in number and
diversity of the faunal elements that characterize the follo-
wing superzone is biostratigraphically more important than
the retarded presence of some faunal elements of the foregoing
superzone. Besides the deepest parts of the diversity lows
torm the lower limits of these subsidary highs. These transı-
tional faunal associations therefore should constitute the basal
subzones of the superzones.
For the 5. ($.) boissieri Superzone this is apparently the
Subthurmannia (Strambergella) subalpina Subzone, which
builds only a low subsidary high. For the Th. (K.) ronban-
dianum Superzone this is apparently the T. alpillensis Sub-
zone, which builds a narrow, but conspicuous subsidary
high. The next superzone undoubtedly begins with the Hi-
mantoceras trinodosum Subzone, which also builds a low
subsidary high within a deep diversity low, which is attended
by arapid and nearly complete renewal of the ammonite fau-
na.
So the faunal coupures at the base of the $. (St.) subalpıina
Subzone and the A. trinodosum Subzone are more important
than the one at the base of the T. alpillensis Subzone. Never-
theless the faunal turnover in the latter subzone, brought ab-
out by the rapid incoming of new faunal elements and their
progressive increase at the expense of the old ones, is pro-
found and rapid enough to warrant the delimitation of super-
zones. Therefore it becomes obvious that the Th. (K.) ron-
baudianum Superzone and consequently also the Valanginian
sensu stricto should begin at the diversity minimum at the
base of the T. alpillensis Subzone. This level practically coin-
Subzones
Zones
phylloceratids)
z
< R
= Ac. radiatus
=
&
Ba
CE Te. callidiscus
EI
&
wi - 5
= Hi. trinodosum
©
be
S " Sn. vermucosum"
z
= ll:
= |I8|8
E S Bu. camylotoxus
[en :
z2| Ss |&
Si 2 5 " Sr. trezanensis-
zul 2 |& | TA. (K.) pexiptychum"
- >53 S z
a == Q Assemblage
a mm] = 8
wuz S
Bel . pertransiene
oo 505 |»
Frog 3
oO >
& = =
5 E: . alpiliensis
5
SS [Le
& . (B.) pieteti
zZ 5
z
< &
= SQ
Zir|s . (M.) paramimouna
SE
<ı2
=|28|8 .
SI 2 | - (Da.) dalmasi
z
Ze|2 | 8
o=|2|%
Sell 2 | . (B.) privasensis
x u =
rn 5
wo $
mo a
5. (St.) subalpina
[21
©
3
E
|
3 B jacobi
3 RS . (H.) Jacobi
Ss
8
=
5 "Durangites"
S
5
&
JURASIC P.P.
UPPER TITHONIAN
(or ARDESCIAN)
Mi. mierocanthum
[7
©
[7
“
o
7
E=} un
ale
16
Bali Ammonite diversity according to the data of: Allemann et al., 1975.
x eo (excluding haploceratids,lytoceratids, Barthel et al., 1966.
“| 35
wn un
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our investigation.
T T r T a]
30 so so [) 0 80 “
number of ammonite forms
Figure 3. Stratigraphical subdivision adopted in this paper. For each subzone the total number of those
Mediterranean ammonite forms (excluding haploceratids, lytoceratids, and phylloceratids) whose ranges
are at present known correctto asubzone is given to show the pronounced diversity highs and lows of supra-
regional extent that had best be used to delimit the stages. BAUMBERGER (1903-1910) should be added as one
of the source references.
cides with the base of the calpionellid subzone D3 (= the
entry of Lorenziella hungarica) and can be correlated with
the base of the French 2. (B.) callisto Subzone.
The faunal caesura that separates the Psendosubplanites
grandis Subzone from the S. (St.) subalpina Subzone was
proposed to mark the Tithonian-Berriasian boundary (HoE-
DEMAEKER, 1981, 1982). The deep faunal coupure that separa-
tes the “Saynoceras verrucosum” Subzone (in the restricted
sense as used by MourLADE, 1966, MOULLADE & THIEULOY,
1967, THıEuLoY, 1971, 1973, 1977 b, 1979) and the Himanto-
ceras trinodosum Subzone clearly separates a Valangınian
from a Hauterivian ammonite assemblage. As the latter break
is accıdentally, but fortunately closest to (if not coinciding
with) the lower boundary of the Hauterivian stratotype (cf.
Donze & THıEuLoY, 1975) as it was originally indicated by
RENEVIER (1873), ı. e. at the base of the ‘marnes ä Astieria’,
there is no impediment to choose itas the Valanginian-Haute-
rivian boundary (HOEDEMAEKER, 1982).
As the stratigraphic scope of the Berriasian and the Va-
langinian sensu stricto are herewith reduced to only one su-
perzone (= 5 subzones) each, the stage appreciation that the
Berriasian has gradually acquired (MAzEnoT, 1939; Colloque
sur le Cretace inferieur, 1965) should be seriously questioned.
It is proposed here to return to the old concept and to subdi-
vide the original scope ofthe Valanginian Stage (excluding the
so-called “Terrain Dubisien”) into a lower substage, the Ber-
riasian, and an upper substage, for which the name Nemau-
sian (SARRAN D’ALLARD, 1875, 1881) is available. The Nemau-
sian (from Nemausus = Latin for Nimes) has explicitly been
introduced as the stage between the Berriasian and the Haute-
rivian and it would constitute together with the Berriasian the
two divisions that compose the “Terrain Valanginien”.
456
CONCLUSIONS
It is shown that in the sequence of Los Miravetes (west of
Caravaca, SE Spain) the faunal turnover at the boundary bet-
ween the Berriasian and the Nemausian (= Valanginian sensu
stricto) is definitely not as abrupt as has generally been assu-
med. The faunal transformation, though important because it
involves the nearly complete renewal of the ammonite fauna
in a relatively short lapse of time, is much slower than pre-
viously thought and comes about in the course of the entire 7.
alpillensis Subchron, which corresponds with LE HEGARAT’s
B. (B.) callisto Subchron.
It is shown that in this subchron the successive extinctions
of “typically Berriasian’’ taxa were at the same time compen-
sated by the successive appearances of new “Valanginian’
taxa. The faunal turnover has definitely not the abruptness
that invited so many stratigraphers to choose this boundary as
the limit between the Jurassic and Cretaceous systems.
On account of the entry and the rapid increase in number
and diversity of ammonites that characterize the Th. (K.)
roubaudianum Superzone, the boundary between the Berria-
sian and the Nemausian (or Valanginıan sensu stricto) should
be drawn at the base of the T. alpillensis Subzone, which vir-
tually coincides with the base of calpionellid subzone D3.
The concept ofthe 2. (B.) callisto Subzone should be aban-
doned, because its faunal concept ıs very inadequate, but also
those of the Th. (K.) lucense, Th. (Th.) thurmanni, and Th.
(Th.) otopeta “zones” should be abandoned, because they do
not differ essentially from the concept of the 7. pertransiens
Subzone, which has priority.
The breaks in the faunal succession of the Mediterranean
perisphinctacean ammonites between the P. grandıs and S.
(St.) subalpina subzones, where the boundary between the
Tithonian and the Valanginian stages had best be drawn, and
between the “Sn. verrucosum” Subzone (in the restricted
sense used by MouıLLaDe and THıEuLOY) and the Hi. trinodo-
sum Subzone, where the boundary between the Valanginian
and the Hauterivian stages had best be drawn, are more im-
portant and the faunal transformations at these levels more
radical than between the 2. (B.) picteti and T. alpillensis sub-
zones, where the boundary between the Berriasian and Ne-
mausian substages had best be drawn.
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459
a Tr München, 1.Jal 1985 ISSN 03730027
Jurassic and Early Cretaceous planktonic foraminifera
(Favusellidae).
Stratigraphy and paleobiogeography
By
TATJANAN. GORBACHIK & KIRILLA I. KUZNETSOVA*)
With 6 text figures and 2 tables
INBSTRAGITE
34 species of planktonic foraminifera of the Favusellidae are
known in the Jurassic and Cretaceous (14 in the Jurassic and
20 in the Cretaceous). On the strenght of analysıs correspon-
ding layers were selected in the sections with determination of
their stratigraphic range. It was cleared up that distribution
area of Favusellidae in the Jurassic is streched in anarrow sub-
latitudinal strip from the eastern coast of Canada to the
Middle Asia. It becomes significantly wide in the Cretaceous
and moves to the south reaching the North Tropic in Berria-
sian-Hauterivian and South Tropic and Madagascar in the Al-
bian-Cenomanian. Mediterranian region is suggested to be
the possible centre of formation and expansion of the most
early representatives of this family.
KURZFASSUNG
Aus dem Jura und der Kreide sind bisher 34 Arten von
planktonischen Foraminiferen der Familie Favusellidae be-
kannt (14 aus dem Jura, 20 aus der Kreide). Die Vorkommen
wurden weltweit in jeweils altersgleichen Schichten vergli-
chen. Das Verbreitungsgebiet der Favusellidae ist im Jura be-
schränkt auf einen schmalen Streifen von der Ostküste Kana-
das bis nach Mittel-Asien. In der Kreide dehnte sich das Ver-
breitungsgebiet nach Süden aus und erreichte im Berrias-
Hauterive den nördlichen tropischen Bereich, im Alb-Ceno-
man den südlichen tropischen Bereich (Madagascar). Als Ur-
sprungsgebiet kann die mediterrane Region angenommen
werden, von wo die Ausbreitung der frühen Vertreter dieser
Familie ausging.
INTRODUCTION
The abundancy and diversity of Late Cretaceous and Ce-
nozoic planktonic foraminifera enables us to work out zonal
scales of global significance. The beginning of the formation
ofthis group of organisms can be associated with the Jurassic
stage of the earth’s evolution, during which planktonic fora-
miniferal assemblages as yet were few in number, and with li-
mited distribution areas. Particularly the initial stage of the
formation of this fauna is of great importance for understan-
ding their further evolution.
*) T. N. GORBACHIK, Catr. Paleontology, Lomonosoy University,
Moskau, USSR; K. I. KUZNETSOVA, Akad. Nauk SSR, Geologi-
cal Institute, Moskau, USSR.
Therefore, our task was to study early planktonic foramini-
fera of the family Favusellidae which have existed since the
Middle Jurassic up to the end of the Early Cenomanian. The
family Favusellidae was identified by Loncorıa (1974) as
being part ofone genus, Favusella MicHaeı 1971, and is defi-
ned as a unique group of Late Albian — Early Cenomanian
globigerinids characterized by ornamentation of the surface
of the test consisting of large polygonal plates looking as a ho-
neycomb cell (LonGorıa, 1974, p. 74). Subsequently the
number of the species identified as belonging to the family
which besides the type genus Favusella now included two
further genera: Globuligerina BıGnor et GuvADer 1971, and
Conoglobigerina MoRrozovA 1961 (GRIGELIS &t GORBACHIK,
1980); their representatives having the surficial test ornamen-
460
tation in the shape of a tubercle (pustule), or an irregular cell.
Another specific feature of the family is the position of the
aperture which is in most cases umbilical or intramarginal.
The expansions of the family resulted in a change of opinions
as to its stratigraphic distribution. The species making up the
present family have been known to exist from the Bajocian to
the Early Cenomanian inclusively.
The study of development of test-ornamentation of Favu-
sellidae representatives from the Middle Jurassic to Cenoma-
nian showed that it proceeded in accordance with the oligo-
merization principle, transformation from numerous diffu-
sive ornamentation types-tubercles, to regular, larger and less
numerous polygonal cells being seen (ALEKSEEvA & GORBA-
CHIK, 1981). The regularity in development of the ornamenta-
tion confirms combination of the above mentioned genera
into one family.
One of the problems, which still remains unsolved in the
systematics of Favusellidae is the relationship between the ge-
nera Conoglobigerina and Gubkinella SuLeymanov (1955).
The former was described by Morozova (Morozova & Mos-
KALENKO 1961) from Bajocian-Bathonian deposits of Daghe-
stan and was included into the family Globigerinidae as a sub-
genus ofthe Globigerina genus. The latter genus was attribu-
ted to the heterohelicids by SuLEYMmAnov (1955) and described
from the Upper Senonian (Campanian-Maastrichtian) of the
South-Western Kyzyl-Kum (Usbekistan). Subsequently
LoEsLıcH & Tapran (1964) also assigned Gubkinella to the
Heterohelicidae and the genus Conoglobigerina was regarded
as its Junior synonym.
However, even without analysing the morphology of the
above two genera, it would appear that between their Jurassic
and Early Cretaceous representatives attributed by us to Co-
noglobigerina, on the one hand, and Senonian (Campani-
an-Maastrichtian) assignedto Gubkinella, on the other hand,
there is a gap equivalent to at least four stages. This makes us
doubt the validity of the concept. The problem posed can be
solved by means of comparative analysis of the morphology
of topotypes of Conoglobigerina dagestanica MOROZOVA and
Gubkinella asiatica SuLEyMAnNov. This is being included in
the programme of our further studies.
This paper is mainly dedicated to the problem of stratigra-
phic and geographical distribution of representatives of the
Favusellidae on a global scale, and their use for the solution of
stratigraphy and correlation problems. The Favusellidae at
the given stage of knowledge include the genera Conoglobige-
rina, Globuligerina and Favnsella. The analysis of stratigra-
phic distribution of favusellids in the Jurassic and Cretaceous
was carried out by GorBAcCHIK and Griceuis (1982), the pre-
sent new material, however, has made a considerable contri-
bution to our knowledge.
SERATIGRAPHY AND PALAEOBIOGEOGRAPHNY
OFFZTHEJFAVUSELEIDAE
At present we are aware of 34 species of favusellids existing
throughout the Jurassic and Cretaceous (14 species in the Ju-
rassic and 20 species in the Cretaceous). Deposits from all the
stages beginning from the Bajocian up to the Cenomanıan in-
clusively, have been identified (Tab. 1). However, no favu-
sellids have been observed as yet, in certain parts of this strati-
graphic interval, i. e. they are missing in the Upper Oxfor-
dian, Upper Berriasian and in the Upper Valangınian (the
possible distribution of the species is shown in tab. 1 by bro-
ken lines).
The stratigraphic range of 11 species corresponds to one
substage; nine species are distributed in two substages, inclu-
ding the adjacent stage. The remaining 14 species have a wider
distribution. This can be related, to a certain extent, to the fact
that the study ofthis extremely complicated group (small tests
and too indistinct morphological features to be seen clearly
under a light microscope) may not altogether be able enough.
Especially complicated is the identification of these forms
found in deposits in geosynclinal areas where preservation is
less complete than those found in platform and oceanic depo-
sits. One more circumstance should be taken into considera-
tion: early planctonic foraminifera are seldom wholly distri-
buted throughout a section, but are associated with separate
beds; this is rarely stated in the available publications. As are-
sult, we have an artıfical spread of stratigraphical intervals of
the species (Tab. 1). Thus, the subdivisions distinguished
cannot as yet be regarded as zones, and are usually called
beds.
Nevertheless, this group is undoubtedly important for the
zonal subdivision of the Jurassic and Early Cretaceous, be-
cause the geographical distribution of favusellids, as with any
planktonic foraminifera, is very wide. This makes correlation
possible. The scheme of subdivisions ofthe Jurassic and Early
Cretaceous using favusellid distributions, initially elaborated
by GorBachHıK and GriGELiss (1982) and then supplemented by
new data is shown in Tab. 2. The separate subdivisions are
ambiguous with regard to their stratigraphic and correlative
importance. The scheme presented has blanks for which no
reprensentative species have been, as yet, identified (Upper
Callovian, Upper Berriasian, Valanginian). These blanks
seem not to be related to the absence of planktonic foramıni-
fera but rather to a lack of material.
Some of the subdivisions are of a certain stratigraphic im-
portance at a given stage inthe study. They are represented by
such species as Globuligerina oxfordiana, G. helvetojurassi-
ca, Conoglobigerina bathoniana, etc., having a narrow strati-
graphic range and a very wide geographical distribution.
These subdivision are traced from Crimea to Caucasus in the
east and to the Canadian coast ın the west.
Parts of the subdivisions are based on those species whose
distribution areas are still limited. This is most probably rela-
ted to a poor knowledge. No special studies of Cretaceous fa-
vusellids and their biogeography have been carried out till
now. There are data available on this question in those publi-
cations containing identifications and descriptions of repre-
461
T9eySTW e3ernatgzo ‘7 "pE
Tseystw roubessad "4 "£g£
T9eyaTw sTsusousa *g "TE
T9eyatw ereapenb 7 *\E
(ueddeL 33 yOTTqaO7) TuuewsssTty "7 *0E
erıoßuo] sturogsetfaßbzegpay *4 "67
eTaoßuO] esnguoo *g "87
TaeyaTW erngras "g *[Z
T9eyaTW Ppratu "4 *97
PTIOBUO] Beurysofoa "4 *GZ
eTIoßuo] stsuauohededed "4 *pZ
(AasıeJ) stsusgtysem *4 "EZ
(AasıeJ) stsusstysem "je efTasnaeg +77
(eaouoyuy) e2erawestzpenb ‘9 *|z
(eAouo4y) e3tpıe2 ‘9 *07
(ueddeL) srsusuoshezb (£) '9 '6l
(TITOR) raaTöny 9 "gl
(eurt3ogqms) eotarzagney °9 *LL
TUTYUISOAOA 39 ATyDeqIog rorseones °9 "g|
BUTUISOAOI 39 ATypeqaog stsusyyarnd PurısßrtngoTa "SL
(eAouoJTAL 39 easy2AoI) Patuoo eurssßrtgoTbouog "pL
(eaouoFTtIL 39 enaymoI) rwenbıs?3 9 EL
STISabTIg strejoderta3s °9 "ZU
(STIP6TAIY) euerpzogxo °9 "||
(aSTsnsey) earsseanlogsaTey °9 "OL
BAOSISUZny STsusTAoTTe2 ‘9 "6
eAOSJaUZNY estwouebau purssbringota "8
(ueuJJoH) earsseanl I *L
(emoipzeg) Purruoygeq ‘I *9
BAOZOACW eorzıeae purzabrgoTbouoy *G
uwyo 32 sıeq srsuarands eurzaßteingoT9 *h
BAOZOIOW Paruegsaßep eurzaßrgoTbouoy *E
eNOZOICW 39 eAOFeUDeTeg stsusyepaneb eurzıaßbrgoTbouoy *
‚sepıpjpsnAaeg 70 21ey) UONNALISICT
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uerueuousn| verqrv |uergdy |uerwereg | eratzegnen | uerurBueteA ueTUOyATL |UeTBPTIEUTN
SENnKoPaED9SVElES3RyE ONIESESEVEHENER
= = RER BRRe:
| PR e
| INDEX SULTBSDSIEVETTISEKTSONN
ae _ _ S
, km
Rn
Fe _ _ =
K3 ıvusella quadrata - F ıshitensi
| 2
Kal2 la nitida - i man |
| Tr . u
[2,3 | F lla papagayon = 1 a
IK = 1 3 quadricamerata - tardita
| & |
, br
K, 1-2 1 yerina tardita - yray 1ensıs
KN12 Globuligerina hauterivica
|
K,Vı1-2
3 |-
|
, bs,
K, e
1
SG Globuligerina gulekhensis - G. caucasica
t
J2 1-3 conoglobigerina conica - Globuligerina terquem
| je
FR lobuligerina stellapola
3
I ox =
3
3,%1-2 | Globuligerina oxfordiana
cl
I; 3 -
el
3,2 Globuligerina calloviensis
|
[3° Conoglobigerina jurassica - G. meganomica
| ae) Conoglobigerina bathoniana - C. avarica |
| “3b
| 1
| bj 5lo k =
Dr Conoglobigerina gaurdakensis - Globuligerina balakhmatovae
3,91
Table 2. Scheme of subdivision of Upper Jurassic and Lower
Cretaceous deposits, using favusellids.
sentatives of this group (HAEUSLER, 1881; Tapran, 1940; Su-
BOTINA, 1953; GriGELIs, 1958; Horrman, 1958; BorLı, 1959;
MoOROZOVA & MOSKALENKO, 1961; IOVCHEVA & TRIFONOVA,
1961; Antonova et al., 1964; Bars & Onm, 1968; MICHAEL,
1972; GriGELIS et al., 1977; LONGORIA & CAMPER, 1977; GOR-
BACHIK, 1979; GORBACHIK & ANTONOVA, 1982; KUZNETSOVA &
UspenskAYA, 1980; et al.) or in those devoted to the problems
of the biogeography of Jurassic and Cretaceous foraminifera
(Gorpon, 1970; Dirzay, 1971; GRADSTEIN, WILLIAMS, JENKINS
& Ascoıı, 1975; GrAaDSTEIN et al., 1977). This paper contains
results of personal observations and analysıs of DSDP which
enables us to generalise on the global distribution of favusel-
lids in the Jurassic and the Cretaceous (Fig. 1-6).
In the Middle Jurassic the distribution area of favusellids
extended as a relatively narrow band in the sublatitudinal di-
rection from the Transcaspian to the Eastern coast of Canada,
almost reaching 60° Northern Latitude, in northern Europe,
and 40° N. L. in the South. The composition of the Middle
Jurassic plankton included six species attributed to the genera
Conoglobigerina and Globuligerina (Fig. 1).
In the Late Jurassic the distribution of planctonic foramıni-
fera expanded northwards to the Arctic Circle. The southern
boundary of favusellids on the East coast of Canada reached
30°N. L. The most eastern occurence of planktonic foramini-
fera has been observed on the Gissar Ridge, from the Oxfor-
dian deposits (Fig. 2). The tendency that the distribution area
of this group shifts southwards is obvious from Early Creta-
ceous times. However, general orientation of the distribution
area of planktonic foraminifera, having a sublatitudinal trans-
atlantic location remains the same. The developmental area of
the organisms under study expanded considerably to the
west, covering California. Its eastern boundary in the Berria-
sian-Hauterivian was confined to the South-Eastern Cauca-
sus. The southern boundary has reached the Northern Tro-
Fig...
1. Crimea: Conoglobigerina jurassica (bt-ch,).
Location of Favusellidae and their composition in the Middle Jurassic.
2. North-East Caucasus (Dagestan): Conoglobigerina avarica (bt); C. dagestanica (bj-bt,); Globulige-
rina balakhmatovae (bt,).
Poland: Conoglobigerina bathoniana (btı_,).
. North Italy: Globuligerina spuriensis (bt);
oNOoanW 2» WW
. South-East Caucasus (Azerbaijan): Conoglobigerina gaurdakensis (bj,).
Turkmenia: Conoglobigerina gaurdakensis (bj3); Globuligerina balakhmatovae (bt).
. Canada (shelf Nova Scotia): Conoglobigerina bathoniana (bt).
. Canada (Grand Bank): Globuligerina balakhmatovae (bj,-bt); Conoglobigerina bathoniana (bj-bt).
463
alles 2
Fig. 2. Location of Favusellidae and their composition in the Upper Jurassic.
1. Crimea: Globuligerina meganomica (cl); G. calloviensis (clı_>); Conoglobigerina jurassica (bt-ch,);
Globuligerina oxfordiana (0x1); G. stellapolaris (tı); G. terguemi (tı).
. Gissar: Globuligerina oxfordiana (0x).
European part of the USSR (Moscow and Kostroma regions): Globuligerina oxfordiana (0x1);
R. Pechora basin: Globuligerina stellapolaris (km,).
. Baltic region: Globuligerina oxfordiana (ox,).
. Bulgaria: Globuligerina terquemi (t); Conoglobigerina conica (t).
. South of the FRG: Globuligerina helvetojurassica (0x1).
. Switzerland: Globuligerina helvetojurassica (0x).
. France: Globuligerina oxfordiana (0x,).
. Sweden: Globuligerina oxfordiana (0x1).
. Canada (Grand Bank): Globuligerina helvetojurassica (0x,); G. oxfordiana (0x1); G. meganomica
(el).
. Canada (shelf of Nova Scotia): Globuligerina meganomica (ce); G. calloviensis (ce).
. DSDP Site 105: Globuligerina helvetojurassica (0x1).
m
m —
wm
Beiig..3
N
Fig. 3. Location of Favusellidae and their composition in the Early Cretaceous (Berriasian, Valanginian,
Hauterivian).
. Crimea: Globuligerina gulekhensis (v); G. cancasica (v).
. South-East Caucasus (Azerbaijan): Globuligerina gulekhensis (bsı); G. caucasica (bs,).
North-West Caucasus: Globuligerina hauterivica (h).
. Rumania: Globuligerina hauterivica (h).
. France: Globuligerina hauterivica (h).
. Tunisia: Globuligerina hauterivica (h).
. Canada (shelf of Nova Scotia): Globuligerina hauterivica (h).
. USA (California): Globuligerina kugleri (h).
. Atlantic Ocean, DSDP Site 397: G. kugleri; G. graysonensis (h); Sites 370, 101, 105: G. (?) graysonen-
sıs (h).
vonauzunme
464
a8
Fig. 4
Fig. 4. Location of Favusellidae and their composition in the Early Cretaceous (Barremian, Aptian).
. Crimea: Globuligerina kuglerı (b).
North-West Caucasus: G. quadricamerata (ap); G. tardıta (b-apı).
. Georgia: G. hauterivica (b).
Bulgaria: Favusella washitensis (aps).
. Canada (shelf of Nova Scotia): Favusella aff. washitensis (ap); Globuligerina hauterivica (b).
. Trinidad, Globuligerina kugleri (b-ap); G. graysonensis (b>).
. USA (Texas): Globuligerina graysonensis (b).
. USA (California): Globuligerina kugleri (b);
Atlantic Ocean, DSDP Site 398: G. quadricamerata (ap); G. (?) graysonensis (b); G. tardita (ap);S. 397:
G. tardita (b); S. 369, 363: G. (?) graysonensis (ap); G. kugleri; G. hanterivica (b); S. 391: G. kugleri
(b); S. 101, 105: G. hauterivica (b-ap?).
Pacific Ocean, DSDP Sites 49, 50, 306: G. graysonensis (b>); S. 305: (b-ap ?).
na vu rum —
oo
Fig. 5. Location of Favusellidae and their composition in the Early and Late Cretaceous (Albian, Cenomanian).
1. Crimea: Favusella washitensis (al-cm). 11. Trinidad: Globuligerina (?) graysonensis (al»-cm).
2. South of the FRG: F. washitensıis (al;). 12. USA (Texas): G. graysonensis (al-cmı); F. washitensis (alı-cm); F. nıtıda, F. scitula,
3. France: F. washitensıis (al;). F. quadrata, F. wenoensıs, F. pessagnoi, F. orbiculata (als); F. hiltermanni (al; ,).
4. Portugal: F. washitensis (al-cm). 13. USA (Oklahoma): G (?) graysonensis (al»-cm,).
5. Sardinia: F. washitensıs (al;). 14. USA (Minnesota): G. (?) graysonensis (al»-cmı).
6. Israel: F. washitensis (cm). 15. Mexico: F. washitensis (alı-cm); F. papagayonensis, F. voloshinae (alı); F. nitida,
7. Algeria: F. washitensıs (al;). F. scıtula (al); F. confusa, F. hedbergellaeformis (al-cm).
8. Libia: F. washitensis (cm,). 16. Cuba: F. washitensis (al»-cm).
9. Zululand: F. washitensis (al,). 17. Hokkaido: F. washitensis (cm; ;).
10. Madagascar: F. washitensis (al,).
Atlantic Ocean, DSDP Sites 370, 398: F. washitensis (al); S. 402: F. washitensis (al,); F. washitensis (alı).
pics, whilst the northern one did not exceed 45° N.L.
(Fig. 3).
The systematic composition of planktonic foraminifera at
that time somewhat varies; the specific composition being
completely renewed; four of the five known species belong to
the genus Globuligerina, and one (G. [?] graysonensis) is att-
ributed by various authors to different genera: Globuligerina,
Gubkinella, Globigerina.
Subsequently, during the Barremian and Aptian favusellids
spread in the latitidunal and meridional direction was obser-
ved. Their distribution was associated with a sublatitudinally
oriented area, thetransatlantic and transpacific. The global di-
465
stributional area is only interrupted in Central Asia, represen-
ted by continental facies (Fig. 4). During the Barremian and
almost the entire Aptian the favusellids were, as previously,
represented by the genus Globuligerina (5 species); and only
atthe end of the Aptian did the first representatives of Favu-
sella (2 species) appear.
In the Albian and Early Cenomanian the southern boun-
dary reached, as before, the Southern Tropics of South Africa
and Madagascar. The systematic composition increased noti-
ceably, i. e. it included 13 species of favusellids attributed
mostly to the genus Favnsella (12 species) (Fig. 5).
CONCLUSIONS
So, following the history of development and distribution
of planktonic foraminifera from the Middle Jurassic up till the
beginning of the Late Creaceous, the following can be said:
In the Jurassic and specially in the late Jurassic the distribu-
tion areas of planktonic foraminifera have had a much more
northern occurrence than in the Cretaceous. This, so we belie-
ve, is directly related to climatic conditions. Atthe end,of the
Jurassic the average yearly temperature ofthe water masses in
the Boreal sea was very high, from 21° to 24° © (Saxs & Nar-
NYAEVA, 1966). This corresponds to the temperatures of the
recent Sea of Japan and the Gulf of Mexico, i. e. subtropical
basins.
A gradual cooling of the epicontinental basins of the Boreal
belt led to a subsequent migration of planktonic foraminifera
towards the South in the area of the Tethys and Paratethys,
where the water temperatures remained high (Fig. 6).
The analysis of the distribution areas and their successive
changes, including transformations in the systematic compo-
sition of favusellids show that their earliest representatives
have been found in the Crimean-Caucasian province of the
Mediterranean area. The same were inhabited by almost all
known Early Cretaceous favusellids up till the Albian time.
Therefore, the Mediterranean area appears possibly to be the
centre ofthe formation and distribution of the early plankton.
ee
oo 2DZ-ee-
> 3-:-:-
dere.S
% Eig. 6 |
Fig. 6. Areals of spreading of the Jurassic and Early Cretaceous Favusellidae. 1 = Middle Jurassic;
2 = Late Jurassic; 3 = Berriasian, Valanginian, Hauterivian; 4 = Barremian-Aptian; 5 = Albian-Early
Cenomanian.
466
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To the „Neocomian“ biostratigraphy in the Krizna-Nappe
of the Strazovske Vrehy Mountains
(Northwestern Central Carpathians)
By
ZDENEK VASICEK, JOZEF MICHALIK & KAROL BORZA*)
With 8 text figures, 1 table and 2 plates
NBSTRAET
The paper deals with the newest results of detailed strati-
graphical research in nine Lower Cretaceous sequences in
Western Carpathians. The correlation of several parabiostra-
tigraphical schemes based on several groups of organısms, al-
lowed to elaborate a local biostratigraphy, applicable in the
whole area, and relatively reliable date most of the lithological
horizons. Moreover, the detailed lithostratigraphical correla-
tion enables us to reconstruct sedimentary and paleotectoni-
cal development of the Krizna (= Fatric) basin.
KURZFASSUNG
In dieser Arbeit werden die Ergebnisse der biostratigraphi-
schen Untersuchungen in den Ablagerungen des höchsten
Jura und der unteren Kreide im Gebiet des Sträzov-Berglan-
des (Krizna-Decke = Fatrikum) vorgestellt. Sie stützen sich
auf neun Profile, die lithofaziell und auf ihren Mikroplank-
ton- und Cephalopoden-Inhalt hin untersucht wurden.
Die bisher gewonnenen Ergebnisse zeigen, daß die Ent-
wicklung des Fatrikums komplizierter ist, als bisher ange-
nommen wurde. Die ältesten Ablagerungen der ‚‚Neo-
kom“-Schichtenfolge gehen aus silifizierten Tiefwasserkar-
bonaten hervor. Tithon, Berrias und Untervalangin sind vor
allem mikrofaunistisch belegt, die Makrofauna ist gewöhnlich
nur durch Aptychen dokumentiert. Obervalangin bis unter-
stes Apt enthalten stellenweise ziemlich reiche Cephalopo-
denfaunen, besonders Ammoniten, die mediterranen Cha-
rakter besitzen. Höheres Apt und Unteralb läßt sich nur
durch Mikroplankton und stellenweise durch orbitolinide
Foraminiferen identifizieren.
ACKNOWLEDGMENTS
We acknowledge Dr. E. Köhler, CSc. for determination of
orbitolinid foraminifers and for stimulating comments to the
Aptian stratigraphy. We thank also Mrs. M. Ruzovä for the
drawings, Mrs. M. Grmelovä for the photos of the macrofos-
sils, Mrs. H. Brodnianska made the photographs of the mi-
crofossils. We are indepted to Academician B. Cambel, Di-
rector of Geological Institute Slovak Acad. Sci. for the per-
mission to publish the results of our research.
ISINTERODUETION
Lower Cretaceous carbonate sequences form considerable
part of the rock sequence in the Krizna nappe of central We-
stern Carpathians (Czechoslovakia). During the last years we
*) Z. VASICEK, Dept. of Geology and Mineralogy, Mining Universi-
ty, 70833 Ostrava-Poruba VI, CSSR; J. MICHALIk, K. BORZA,
Geological Institute Slovak. Acad. Sciences, 81473 Bratislava,
CSSR.
happened to enrich our recent knowledge (MicHaLik & Vast-
CEK 1979, Borza et al. 1980, MicHALik et al. 1980, VASICER &
MichaLik 1981, Borza et al. 1982) by adding of further, more
completely known new sequences. Our newest localities and
the application of several modern literary data (among them
BuUsNARDo et al. 1979 predominantly) made the knowledge of
Upper Valanginian - Upper Barremian interval biostratigra-
phy more refined.
468
Stratigraphical research in the West Carpathian Lower Cre-
taceous sequences is complicated by an intricated tectonical
structure of the terraine, forming a part of the Centrocarpa-
thian nappe front, by lack of completely incovered sections,
as well as by its considerable facial variability. This is why our
research cannot be considered as to be finished and some of
our conclusions as to be definitive. As a result, we could not
define ammonite zones, valid in the whole area.
Northwestern part of Sträzovsk& vrehy Mts. forms sou-
thern rim of the Middle Väh-river basın (Fig. 1). Complica-
tely deformed frontal part of the Krizna-nappe, extending
over great part of this area, consists mostly of Lower- and
Middle Cretaceous sediments. In spite of incomplete exposu-
re, several outcrops in quarries, creeks and road’s cuts offer
possibility of detailed stratigraphical study. This paper is ba-
sed on the study of nıne detailed documented sections, eva-
luated from both the macro- and micro-lithofacial point of
view, according to the content of microplankton and cepha-
lopod macrofauna, as well as nannofloral remains, studied in
several places.
2. PALAEOGEOGRAPHICAE SETIING
Mediterranean segment of the Mesozoic Tethys has re-
ached the maximum of its diversification during Late Jurassic
and Early Cretaceous. Although the recent knowledge of pa-
leogeographical relations between individual elements of the
European Alpides does not allow unambiguous conclusions
(cf. MicHauik & KovAc 1982), West Carpathian area may be
roughly characterized as an extensive, paleogeographically
and paleotectonically very diversified area, extending on the
west from the mouth of Danısh-Polish trough, thus in close
neighbourrough of the East European platform (Fig. 2).
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The northernmost zone (nowadays Outer Carpathians and
Klippen Belt) belonged to the margin of North-European
shelf, influenced by Kimmerian tectonic movements. The
central West Carpathians, on the other hand, were part of in-
traoceanic (Kreios) shelf fragment, deformed during Austrian
orogenic phase. Both the regions were mutually separated by
the Jurassic-Cretaceous Penninic oceanic zone. West Carpa-
thian paleogeographical and paleotectonical development has
been strongly influenced by these pecularities.
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Fig. 1. Geographical localization of studied sections. Legend: 1: Lower Cretaceous deposits of the Kriz-
na-nappe, 2: the same deposits covered by younger sediments or by higher tectonic units, 3: Klippen Belt, 4:
faults, 5: limits of distribution of Krizna Lower Cretaceous. Numbers in circles: 1: Nozdrovice section,
2-6: Mräznicke lüky sections (2: Kamennä, 3: Pod Sträne, 4: Pod Stupikmi, 5: Pod Svinornym, 6: Pod
Mräznicou, cf. Fig. 6), 7: Hornä Poruba section, 8: SträZovce section, 9: Butkov quarry.
469
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470
Sedimentary area of the Gentrocarpathian Krizna-nappe
sl
1973) formed part of Jurassic-Lower Cretaceus (?back-are)
Fatric according to Anprusov; FusAn & BYstrickY
basınal system, separated from the southern border of Penni
nic ocean by the Tatric zone (Manni. 1979). The subsidence of
this basin, isolated from terrigenous support, considerable
accelerated during Callovian and Oxfordian, when thick red
and green radiolarite sequence has sedimented here. This se
quence indicates "OCD-erisis” or the “ Jurassie collapse” of
Terhys. Its end is dated by finding of Colomisphaera fıbrata
(Nasy) in the uppermost radiolarite layers and in above-Iying,
nodular limestones (Upper Oxfordian). Pelagic carbonate se-
dimentation gradually stabilized in this basın and the calcitie
shell remains became more and more frequently preserved in
its sequences,
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Fig. 3. Aptian bathymetric scheme of the studied area, along with lithostratigraphy ol Lower Cretaceous
deposits,
3. STRATIGRAPAY
3.1 UPPER JURASSIG
Sediments of the Jurassie/Cretaceous boundary are very
poor in macrolaunal remnants in our sections. Studying this
sequence, we must use a parastratigraphical scheme, elabora-
ted on the base of tintinnid and problematie mieroorganism
distribution, as the cephalopod remains (aptychi, ammonites
and belemnites) become reliable biostratigraphical tool since
Upper Valanginian.
Upper Jurassic sediments were documented in the Stra
zovce section (loc. 8 on the Fig. 1.; Fig. 4). Red and gray
marly limestones ol the malmica-Zone contain frequent ap-
tychi Lamellaptychus beyricht beyricht (Oprnı) and Punctap-
tychus punctatus punctatus (Vowvz), microcrinoids (Sacco-
coma sp.), other microplankton as Parastomiosphaera mal-
mica (Borza), Colomisphaera minntissima (CorLoMm), €.
pulla (Bonza), C. carpathica (Borza), etc., ch. Borza et al,
1982. The higher part ol marly limestone complex contains
Middle Tithonian species Chitinoidella boneti Dosen. The
appearing of Praetintinnopsella sp. characterizes the basal
Upper Tithonian green-gray marly limestones, while the hig-
her association, containing Orassicollarıa intermedia (Du
kAnD DencA), ©. brevis Rumant, Calpionella alpına Lorunz,
Colomisphaera minutissima (Co1om), etc. (cf. Fig. 4), indi-
cates the Upper 'Tithonian.
3.2 BERRIASIAN
Both the uppermost part ol the gray marly limestone com-
plex and above-Iying thick layered gray “biancöne-type” li-
mestones belong to the Upper Tithonian/Berriasian accor-
ding to the microfossil content Crassicollarıa parvnla Ruma-
ne, Calpionella alpina Lonenz, ©. elliptica Cavısch, Tintin-
nopsella carpathica (MunGranu & Fıripescu), T. longa (Co-
om), Remaniella cadischiana (Cowon), Colomisphaera mi-
nutissima (CoroMm) and Nannoconus all. steinmannı KAmpr.
ner). Neither microfaunal, nor the macrofaunal content, si-
milarly poor as in the Upper Jurassic deposits, allowed exact
delimitation of the Tithonian/Berriasian boundary in the stu-
471
CALLOVIAN me VALANGINIAN | HAUTERIVIAN SARREMIAN
/OXFORDIAN | STJLOWERIUPPER SIAN [Tower | UPPER _|LOWER | UPPER UNFRARESBIEIS
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*— ee oe... [olomisphaera Minutissima
*—e*eColomisphaera carpathica
ee. Parastomiosphaera malmica
«Stomiosphaera moluccana
«Chitinoidella sp.
«eChitinoidella cf- boneti =
Eadosinalst us ca tust HS Seemann == —
Praetintinnopsella sp. ® =
Crassicolaria intermediaee-e
Calpionella alpina esse eos 2
Tintinnopsella carpathica ee ee eo oee oo wre. . ... =
Crassicolaria brevis „
Crassicolarıa pravula,, A
Remaniella cadischiana eo.
Calpionella elliptica eo. =
Nannoconus SP. ee ee ee0e 0 000 ee TE Eee
UklOE ea longae ee 00 =’
Calpionellopsis simplex eos
Lorenziella hungarica e
Calpionellopsis oblonga e—e ne —e e
Calpionellites darderi —
Celomisphacra helipsphaera . ... . re —o x
Colomisphaera vogleri || 0 .
Calpionellites coronata „5 +
Cadosina fusca cieszynica =
Cadosina semiradiata olzae Fe & o
Stomiosphaera echinata ee ee . Er
Stamiosphaera wanneri .
Stomiosphaera alpına .
Djazomatolithus subbeticus «
Cyclogelosphaera margereli m — rer ren nn =
Podorhabdus SP. ..— . - . . . . — “ A
Ellipsagelosphaera britannca ee —— .—— . . =]
Cyclagelosphaera rotaclypeata « — + nn — — . 3
Micrantholithus crenulatus —-- — o
Ellipsagelosphaera keftalrempti e —e — ee ee 1 1 a
Podorhabdus dietzmami e —e—————— 0 1 =
Ellipsagelosphaera ovata ©, o
oocn.o.o..Lamellaptychus beyrichi beyrichi .
e_—.. Lamellaptychus submortilleti retroflexus u
e_ Punctaptychus punctatus punctatus
Lamellaptychus mortilleti moricus .
Lamellaptychus studeri studeri N
Lamellaptychus mortilleti mortilleti —— I.
Lamellaptychus noricus 5 vo
Lamellaptychus didayı “.. mm nn A I ._;_;“°_«ss—sssese ee
Lamellaptychus mortilleti retroflexus — __. =>
Lamellaptychus mortilleti sSp.1 oe... we
Lamellapfychus beyrichodidayi 060 _____sessse-e.e Ai
Lamellaptychus seranonis seranoniSs esse see =
Lamellaptychus angulicostatus ssp. mee-e.n-0-en-0-e
Lamellaptychus angulicostatus longus -—
Berriasella sp. .
Protetragonites quadrisulcatus Du
Neocomites cf. trezanensıs .
Phylloceras sp. en —— ee a un MM)
Bochıanıtes oosteri A TE IRRE,
Olcostephanus Sp. ee =
Bochianites nmeocomiensiss 0... =,
Haploceras grasianum .———
Neocomites ex gr, neocomiensis 0. o
Haploceras desmoceroides ren
Neocomites /Teschenites/ sp, ee. —
Olcostephanus psilostomus oe Ex
? Himantoceras sp =«
Spitidiscus Sp: . =
? Juddiceras sp. .
Crioceratites /Crioceratites /sp. u, 2
Criosarasinella Sp. oo Barrepit s /Barremites/sp. ®
artschiceras Sp. Pe |
Barremites /Cassidoiceras/ sp
Karsteniceras Sp. .
Silesites vulpes .
Conobelus sp. EEE rd
Dwvalia lata . 0
Pseudobelus bipartitus e — =
Duvalia bilatata binervioides ea) 3
Duvalia dilatata dilatata ® =
Pseudobelus brevis ra Part -
Dwalia grasiana e.-
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Fig. 4. Lithostratigraphic correlation and distribution of organic remains in the Sträzovce-section (cf. loc. 8, Fig. 1).
472
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Fig.'5.
(loc. 1, Fig. 1).
died sections. The ammonites occur sporadically, being re-
presented by mostly indeterminable fragments in Sträzovce
and Nordrovice section (loci 1 and 8 in Fig. 1; Figs. 4 and
5). Infrequent aptychi are usually small [Lamellaptychus stu-
deri studeri (OosTer), L. mortilleti mortilleti (Pıcter & Lo-
RIOL), L. mortilleti noricus TRAUTH etc.].
The “biancöne limestones” are characteristic lithostrati-
graphical unit, Upper Tithonian to Upper Berriasian in age.
They represent a typical product of the pelagic bathyal envi-
ronment, being characterized by facial uniformity, abun-
dance of nanno- and microplanktic remains, but by scarcity of
the macrofossils (among them dispersed aptychi dominate).
The Upper Berriasian Calpionellopsis Zone could be pro-
ved in several sections, being represented by the upper “Bian-
cöne” (loc. 8), by yellowish light-gray (marly) limestones
(loc. 1), or by light-gray spotted limestones (loc. 3). The mi-
crofossil association in all the sections is nearly identical, but
quantitative representation of individual taxa moderately
changes (cf. Figs. 4, 5, 6).
3.3 VALANGINIAN
The lower part of the above-lying marly spotted limestone
complex in several sections (locı 1, 8, 9) contains “Nozdro-
vice Breccia Horizon”, consisting of irregular angular lime-
stone clasts, mostly Upper Tithonian/Berriasian (Calpionella
zone), but also older (Crassicollaria Z.) and younger (Cal-
[ Nozdrovice
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Lithostratigraphical correlation and distribution of the main fossils in the Nozdrovice-section
pionellites Z.) in age. The origin of the Nozdrovice Breccia
could has been connected with probable Valanginian sedi-
mentary gap in the northernmore Manin unit (influence of
the Late Kimmerian tectonic deformations).
The Valanginian sediments contain a rich spectrum of mi-
croplanktic remains (Calpionellites darderı [CoLom], C. co-
ronata TREJO, C. caravacaensis ALLEMmanN, Calpionella al-
pina Lorenz, Calpionellopsis oblonga [Canısch], Tintinnop-
sella carpathıca [MUrGEAnNU & FıLipescu], T. longa [CoLom],
Lorenziella hungarica KnAuEr & Nacyv, L. cf. plicata Rema-
NE, Colomisphaera heliosphaera [|VocLer], C. vogleri [Bor-
za], Stomiosphaera echinata Nowak, Cadosına fusca cieszy-
nica Nowak etc.). However, the recent microbiostratigraphi-
cal knowledge do not allow to divide the Valanginian se-
quence more in detail.
Our macrofaunal findings enabled us to recognize the up-
permost Lower Valanginian in the Butkov section (Fig. 7,
probable equivalent with upper part ofthe French Busnardoi-
tes campylotoxus Zone), containing ammonite fragments, re-
sembling Ätlianella pexiptycha (UnuiG) and Busnardoites
NikoLov, aptychi Lamellaptychus aplanatus aplanatus (GiL-
LIERON), L. aplanatus retroflexus TRAUTH, L. mortilleti mor-
tilleti (Pıcter & Loriot).
Zonal ammonites lack also in the Lower Upper Valanginian
Saynoceras verrucosum Zone). However, several localities
yielded ammonite remains, similar to Neocomites neocomien-
sis (D’OrBıGnY), N. teschenensis (UHLiG) and Bochianites
473
BERRIASIANN VALANGINIAN
/UPPER/ | LOWER | UPPER
en Pod Mraznicou Gorge -—
&
Ir Pod Strane Gorge
Gz-.., wa
HAUTERIVIAN BARREMIAN FERNE ALBIAN
LOWER UPPER LOWER UPPER | APTIAN
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* Lorenziella plicata Calpionellopsella maldonadoı u =
* = Calpionella alpina Colomiella recta u
*——e ——eRemaniella cadischiana Colomiella semiloricata = >
e——e —eee —e esse Lorenziella hungarica Parachitinoidella cuvilieri x-x
*——ı ee. Calpionellopsis oblonga Colomiella mexicana . m
Tintinnopsella carpathica Deflandronella veracruzana we—e— ex =)
*— ee Tintinnopsella longa Praecolomiella trejoiı ®—ee———x-x o
u Calpıonelites darderı Pieninıa oblonga “0 mx -x
eo" Calpionellites coronata Cadosina semiradiata “olzae =
e«— Lalpionellites caravacaensis *——.„Stomiosphaera wannerı or
. u u 1 nn 1. Nannoc
Colömisphaera „heliosphägga " "77, es ER 5
echinata —e I ————————— ee er
Stomiosphaera - - .e. a ze — ee - xx
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olomisphaera vogleri - ... ... .. —— 0 1 — x-x V
Cadosina fusca fusca e——— + .——e a — m
Hedbergella sp 2 #ı—+ — — en un ne
Nautiloculina sp. nen
Palorbitolina cf. lenticularıs er erırx
e————e—Lamellaptychus noricus Orbıtolina /Mesorbitolina/ minuta XXX
L. angulicostatus ssp. 1.e—ee —e . ” Orbitolina/ Mesorbitolina/ parva x-x-x-x
Lamellaptychus didayi — um reticulata KERRZR
Lamellaptychus
aplanatus e ——
Lamellaptychus
beyrichodidayı «e
Lamellaptychus mortilleti ssple ——e
Lamellaptychus mortilleti retroflexus ®
Lamellapfychus angulicostatus gractocostatus
ıyıKAyde
Lamellaptychus
astierianus
neocomiensjs
—Bochianıtes oosteri
“—— 8. .+Ülcostephanus aff.
— 4. 1. ——sBochianites
.--©- nn .
angulicostatus longus
Orbitolinopsis
Sabaudia minuta x-x-x--x
sya} I UI Wweuo}
..oe 00... ee [Y)
ee Haploceras Benson narnaulait: 3
+ ———— Neocomites /Neocomites/ teschenensis S
Neocomites /Neocomites/ neocomiensis ... o
Haploceras /Neolissoceras/ grasıanum ————
Neocomites /Teschenites/ cf. muretensis . z
Crıoceratites /Crioceratites/ nolanı en ® = ®- u
Subsaynella saynı e
Ptychoceras ınostranzewi e
Crioceratites /Crioceratites/ majoricensiss ee ge =
Crioceratites /Crioceratites/ quenstedti 5 « Protetragonites crebrisulcatus
Crioceratites /Crioceratites/ emericı 0 « Costidiscus recticostafus
Crioceratites /Pseudothurmannıa/ mortilleti ——Q * Eulytoceras phestum
Crioceratites /Pseudothurmannıa/ belımelensis ... ++ Silesites seranonis
Partschiceras
Barremites /Barremites/ aff. psılotatus
Barremites /Barremites / waagenı
infundibulum e—e——
Be —or 0 re ———— a0
o.—
Barremites /Barremites/ difficilis eo...
“Hamulinites parvulus
Fig. 6. Lithostratigraphical correlation of Mräznicke lüky-sections and distribution of the main fossils
(locı 2-6, Fig. 1).
oosteri SARASIN && SCHÖNDELMAYER, B. neocomiensis D’ORBI-
GNY, co-occuring with primitive aptychi Z. noricus (WinK-
Ler), L. aplanatus (GiLLIERON), L. ex gr. mortilleti. The lat-
ter forms differ from the typical subspecies L. m. mortilleti
(Pieter & Lorıoı) by more complicated course of ribs and we
ascribe them to L. mortilleti retroflexus TrauTH and to L.
mortilleti ssp. (Fig. 6).
Spotted limestone complex of the Sträzovce section (8), we
earlier considered to be Lower Hauterivian in age, relying on
findings of the first crioceratiform ammonites in its close
overlie (MiCHALik & VAsicEr 1979, Borza etal. 1980), belongs
evidently also to the lower Upper Valanginian.
The horizon with the last primitive aptychi, is covered by
layers probably equivalent to the Himantoceras trinodosum
Zone with arcuate bended fragments ?Himantoceras THIEU-
Loy and with incomplete free-coiled shells, ribbed similarly to
the Upper Hauterivian Aegocrioceras SPATH, or to Upper Va-
langinian Juddiceras SparH (however, both the genuses were
described from the Boreal realm until only). The sole well de-
terminable specimen of Himantoceras acuticostatum THIEU-
474
LoY comes from a little outcrop near Zemianska Zävada (SSE THıeuLoY 1977). This species occurs in the Teschenites callı-
from Povazskä Bystrica, cf. Fig. 1). discus Zone of lower Uppermost Valanginian. Interestingly,
The aptychi, found in this level, are represented exclusi- neither this zonal species known from the Silesie unit of Outer
vely by forms with backward to the umbo bounded ribs. West Carpathians, nor other Teschenites have been found un
Further free-coiled ammonite types with rıbs bifurcated on this horizon in the Sträzovske vrchy Mis. Scarce belemnites
the circle of ephebic coils appear in overlying horizons (Strä- Pseudobelus brevis Paquier, Duvalia dilatata (BramviLıe),
zovce section, loc. 8, Fig. 1; Fig. 4). According to the D. binervia (Rasraıt) and Hibolıtes cigaretus STOYANOVA-
Butkov-material (loc. 9, Fig. 1; Fig. 7) they are identi- VerGıLovA accompany this fauna.
cal with Crrosarasınella heterocostata (MANDOVv) (sensu J.-P.
VALANGINIAN HAUTERIVIAN
LOWER UPPER LOWER UTPRFPRFEIR
A re
EB
AH 7 NS 7
, 7
| REES NEO
33 328 ES BUT NEN TAlZalE
50 SQ r4I® uAe/ \ 7/23 z.x125 u
=-] 52 Io sa. * <239 0,332
=ua = 1,t5 BIN /N-28 N /mpar
EIE sı rıR N .n2Be 35
ne 18 12 an l/.\ (IM /NSSN
u“ = nn > e.e-.-a -o9-
2 1,t N /aN ZEN 7, (BE
IBuB H ZINSEN ZEN ENIOZTEN
10 ———$ L.oplanatus retroflexus E
© L.mortilleti mortilleti u
L. beyrichodidayı hd me
L.didoyı eos eo n= m —
L.seranonis seranonıs 00000 (=) un
L. angulo dıdayı ® [@) =)
L.seranonis fractocostatus I zum > Zum 3 . 3
L.angulicostatus fractocostatus eo... 0000 IT
L.mortilleti longus ®. —
L.angulicostatus longus er ri -.. [so]
L.angulicostatus angulicostat use —— 8 e
-
x
6 ——— Olcostephanus sp. oO
.— —0— Bee 00-00 Haploceras grasianum <
© Busnardoites sp: fe) [7]
eKilianella ex gr- pexiptycha )
® Ptychophylloceras sp, 3 2
Lyticockras ex gr.cryptoceras °
© Neocomites (Teschenites ) cf. pachydıcranus =)
®Criosarasinella heterocostata 3 u
© Lytoceras ex gr. sutile
e—— Olcostephanus(0.) psilostomus [o)
Bochianites oosteri
0—0-80008 Neocomites (T.) neocomiensiformis =)
Leopolda sp eo
Elenıceras cf. tchechitevi .. ic
Olcostephanus (0.) cf.astierionus 00 ®
Sarasinella aff. varıans o —_ eCostidiscus recticostatus
Crioceratites (C.)nolani “....s e——$ Valdedorsella sp.
Abrytusites sp “ “9-8 fo) © Holcodiscus perezianus
Neocomites(T.) cf. jodarıensis ®@ oe 0 4-8 Burremites (Cassidoiceras) sp
Elenıceras cf. nikolovi [} e-@ Anchamulina sp
Spitdiscus cf. nodosus . un © ? Leptoceras sp-
Lytoceras subfimbriatum ee—® . “1000 0- ap + ae ——e Burremites(B} sp-
Spitidiscus cf. meneghini .e. ese Crioceratites (C .)cf. majoricensis
Crioceratites £.) loryi . @ Ptychoceras sp
. u. Partschiceras infundibulum
e ———— 6 Crioceratites (C.) duvalı
e ————# Euphylloceras sp
®@ Plesiospitidiscus sp
o
Hibolites cigaretus
Pseudobelus brevis “ ® o
Vaunagites pistilliformis eo “ R * =o
Duvalia binervia (- ® m
Duvalıa dilatata dilatata “ nn . .-0. 0 oe —_
Hibolites longior . > (10)
Hibolites cf. jaculoides & 4 4 9 -@
Mesohibolites cf-uhligi® eHibolites mirificus 3
eo — — —————Duvalia grasiana 5
eMesohibolites varıans ar
@M.minaret
0-00 M gladıiformis ine
@ M.platyurus rd
®M. garshinı fh)
Fig. 7. Lithostratigraphical correlation of the section, incovered in the individual Butkov quarry-floors
and fossil distribution in the incovered sequence (loc. 9, Fig. 1).
3.4 HAUTERIVIAN
The Valanginian/Hauterivian boundary cannot be exactly
delimited neither on the base of microfossils, nor by macro-
fauna. We consider the micritic nannocone limestones with
abundant Teschenites neocomiensiformis (UHuic), T. cf. jo-
dariensis (DouviLıe), T. cf. pachydicranus THıEuLoY, Spiti-
discus meneghinü (Zıcno), Eleniceras cf. tchechitevi Bres-
KOVskI etc., with microplankton like Nannoconus steinmanni
KanmPrner, N. colomi (DE Larparent), N. globulus BRONI-
MANN, N. kamptneri BRONIMANN, less frequently with Glo-
bochaete alpina LomBarD, Cadosina fusca fusca WANNER, C.
cf. cieszynica Nowak, C. semiradiata olzae Nowak, Colo-
misphaera heliosphaera (Vocı£r), C. vogleri (), Stomiospha-
era echinata Nowak, S. wanneri , Gemeridella minuta &
Misik, Didemnoides moreti (Durann DeıcA), Didemnum
carpaticum Misik & , rarely with Tininnopsella carpathica
(MurGeanu & Fıipescu) and with the foraminifers (Spirillina
sp., Patellina sp., Lenticulina sp., Heterohelix sp.) belon-
ging to the Lower Hauterivian.
An expressive complex of rhythmically bedded organode-
trital, cherty and marly limestones with marly intercalations
(Sträzovce Formation) characterizes the deeper basinal slope
(Sträzovce section, loc. $ in theFig. 1, orFig. 4). The base of
each rhythm consists of detritic, gradationally bedded hori-
zons with frequent clasts. Organic remains are fragmentary,
often reworked. They frequently belong to shallow-marine
organisms (gastropods, solenoporid algae, bryozoans etc.).
The formation originated in turbiditic sedimentary regime.
Thin turbidites have been found in Butkov Lower Hauteri-
vian sequence. However, a horizon of carbonate breccia, ana-
logical to the Valanginian Nozdrovice Breccia occurs here,
too. The first representatives of Crioceratites (C. nolani Kı-
Lan, somewhat higher C. loryi Sarkar) and Abrytusites sp.
appear above the horizon with the last Teschenites (Fig. 7).
The uppermost Lower Hauterivian (both the French Olco-
stephanus jeannoti and Lyticoceras nodosoplicatus Zones) is
not faunistically proved by us. However, according to several
authors (TrAUTH 1938, STEFANov 1961, Gasiorowsk1 1962) the
occurrences of frequent aptychus L. didayı (CoQUAND) ter-
minates just at the end of the Lower Hauterivian. Therefore,
we used this criterium by delimitation of the Lower/Upper
Hauterivian boundary in both the Sträzovce- and Butkov sec-
tions.
The overlying deposits of such delimited Lower Hauteri-
vian contain aptychi with angularly broken ribs like /. angu-
licostatus (Pıcrer & Lor1oL), similar to the typical subspecies,
orto L. angulicostatus longus TrauTH. Moreover, Criocera-
tites duvali L£veıLıe and Euptychoceras sp. co-occur with
this aptychi in the Butkov section, and sole specimen of Sub-
saynella sayni (PAQuIER) — the index ammonite of the French
basal Upper Hauterivian according to THıEuLoY (1973) have
been found in an equivalent level ofthe Kamennä section (loc.
2, Fig. 1).
The uppermost Hauterivian Plesiospitidiscus ligatus Zone
has not been safely macrofaunistically documented.
3.5 BARREMIAN
The macrofaunistically richest complex of the Carpathian
Lower Cretaceous, the Psendothurmannia Horizon appears
in several sections (locı 1, 2, etc., cf. ADAMikOVA et al., in
press), above the deposits of Hauterivian s. str. It consists of
6-10 m thick complex of brown-gray micritic limestones
with rich cephalopod fauna. The main part of microfossils be-
longs to nannocones, along with them more sporadically oc-
cur Stomiosphaera alpina LEISCHNER, Cadosina semiradiata
olzae Nowak, Colomisphaera voglerı (Borza), Globochaete
alpina LoMBarD, calcified radiolarians, ostracods and forami-
nifers (“Hedbergella” sp., Spırillina sp., Patellina sp., Len-
ticulina sp., Frondicularia sp., Heterohelix sp.) and many
others. Crioceratites s. str. prevail over infrequent Pseudo-
thurmannia in the ammonite fauna. Last lamellaptychi with
angularly broken ribs co-occur with these ammonites. In
agreement with LApEyrE & THoMEL (1974) and ADamikovA et
al. (in press) we consider this association to be Lower Barre-
mian in age. However, the last occurrence of aptychi, closely
connected with the underlying Hauterivian associations and
the sudden disappearing of all the crioceratids above the
Pseudothurmannia Horizon indicate a close connection of
this horrizon with the Upper Hauterivian sequence.
The equivalent of the Pseudothurmannia Horizon behind
the limits of its typical development can be recognized by
monotonnous aptychi with angular ribs association and, pro-
bably also by appearing of Hibolites jaculoides SwINNERTON-
like belemnites.
The higher Lower Barremian horizons are in all the studied
sections indicated by expressive deepening of the basin. The
crioceratid fauna, inhabitor of relatively shallow bottom has
been in short time span completely substitued by monoton-
nous barremitid ammonites- good swimmers, abletoliveina
free pelagic environment. The latter fauna occurs in black
marlstones, micritic and spotted limestones with distal turbi-
ditie structures. Ellipsagelosphaera dominates in the low-di-
versified nannoplankton associations, the microplankton
consists of Stomiosphaera wanneri Borza, S. alpına LEiscH-
NER, and of other forms (cf. Figs. 4, 5, 6), the foraminifers
comprise frequent Hedbergella sp., Spirıllina and Lenticuli-
na. Lower part of the barremitid horizon yielded infrequent
aberrant shells of Hamulina lorioli (Unuis), Hamulinites
parvulus (Unuic), Anahamulina sp., Karsteniceras sp.,
more rarely spirally coiled Pulchellia compressissima (D’OR-
BIGNY), Holcodiscus perezianus (D’Orsıcny), ete., solely also
the belemnite Mesobibolites sp.
The zonal species Silesites seranonis (D’Orsıcny) and Co-
stidiscus recticostatus (D’ORBIGNY) occur in the Upper Barre-
mian deposits, while Mesohibolites (M. gladiformis Unuic,
M. platyurus Duvar-Jouve, M. minaret Raspaı and other)
dominate in the belemnite fauna.
3.6 APTIAN
A complex of black-gray and gray detritic cherty limesto-
nes with characteristical breccia horizon on their base repre-
sents the products of Aptian sedimentation in the Butkov sec-
tion (loc. 9 in the Fig. 1; Fig. 7). Gray silky marls with inter-
476
HORNÄ PORUBA SECTION
APTIAN
LOWER (part)
=r, marlsfones _
& limestones I
vıolet gray
micritic
limestones
violef gray
micritic
Fig. 8.
(loc. 7, Fig. 1).
calations of black-gray detritic limestone, lime breccias and
paraconglomerates, tuffites and basic volcanics represent this
level in other sections. They contain microfossils Praecolo-
miella trejoi Borza, P. boneti Borza, Deflandronella vera-
cruzana (Tr£jJo), Parachitinoidella cf. cuvillieri 'TREIJO etc.,
foraminifers (Hedbergella sp., Sabandıa minnta |Horker],
Nautiloculina sp., Palorbitolina cf. lenticularis [BLumen-
BACH], etc.). The Aptian macrofauna has been found in sole
horizons of Horna Poruba section (Fig. 8), being represented
by incomplete specimen, similar to Deshayesites involutus
SPATH.
Fragments of bivalve shells, crinoids, solenoporids, serpu-
lids and orbitolinid foraminifers in the biopelsparitic and bio-
intrasparitic limestones in higher part of the Butkov detritic
complex (Fig. 7) and in the conglomerate horizons in other
localities indicate Upper Aptian age (cf. Fig. 6).
[)
=
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m
|
E2)
m)
E
5 ..
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2 5
Fr %
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Oo 2% 5
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E ion = 8 c
2 c+-2 [Cu m]
EcEEOc D ‘.
1 ann cm
nn | PBar<ı“
Rn
Lithostratigraphic correlation and the distribution of main fossils in the Hornä Poruba-section
3.7 LOWER ALBIAN
The uppermost horizon in the Butkov detrital complex
consisting of light-gray micritic limestones contains a rich mi-
crofossil assemblage (Colomiella recta BONET, C. mexicana
BonET, Pieninia oblonga Borza & Misik etc.) and foramini-
fers Sabandıa minuta (Horker), Orbitolina texana (ROEMER)
and others, indicating its Lower Albian age. Hard ground
with borings of benthic organisms is developed on the surface
of this horizon, covered by Upper Albian shally complex.
The complex of spongolithic micrital limestones near the
base of Albıan shales in Mräznicke lüky region (locı 2-6) and
Hornä Poruba (loc. 7) with Calpionellopsella maldonadoi
TrEJ0 & Colomiella recta BONET represents the last episode
of carbonate sedimentation in the studied area. The environ-
ment of carbonate sedimentation definitively turned into a
flysch basıin, controlled by an active tectonic pulse of folded
orogen.
477
4.5SUMMARY
Development of the Lower Cretaceous Krizna-basin has
been more complicated than usually treated. Remarkable oc-
currence of Lower Valanginian Nozdrovice Breccia indicate
an effect of Late Kimmerian deformation of external zones.
The clastic and turbiditic horizons, incorporated in Hauteri-
vian, Barremian and Aptian sequences, indicate an increasing
tectonic pulse, asymptom of Austrian orogenic phase, culmi-
nating during Albian/Cenomanian.
The combination of several parastratigraphical schemes,
based on several organic groups (ammonites, aptychi, belem-
nites, micro- and nannoplankton) gets over the gaps in the re-
cent biostratigraphical division of the Jurassic-Lower Creta-
ceous deposits of Krizna nappe. Particularly expressive ad-
vance has been achieved in the division of Valanginian and
Hauterivian sequences (Tab. 1).
Table 1
AMMONITES
Silesites seranonis (d’Orbigny)
Barremites Sp.
Costidiscus recticostatus (d’Orbigny)
Barremites (B.) ex gr. difficilis
(d’Orbigny)
Hamulina lorioli Uhlig
Hamulinites parvulus (Uhlig)
Pulchellia compressissima (d’Orbigny)
Crioceratites (C.) majoricensis
(Nolan)
Crioceratites (C.) emerici L&veill&
Pseudothurmannia mortilleti (Pictet &
Loriol)
BARREMIAN
Trauth
AUPATSYACHHIRT
Lamellaptychus angulicostatus longus
BSEIIDEIMINFIITTEIS
Mesohibolites gladiiformis (Uhlig)
Hibolites mirificus Stoyanova-Vergilova
Mesohibolites platyururs (Duval-Jouve)
Mesohibolites minaret (Raspail)
Duvalia binervia (Raspail)
Duvalia grasiana (Duval-Jouve)
Hibolites longior Schwetzoff
Hibolites cf. jaculoides Swinnerton
Crioceratites (C.) duvali L&veille&
Subsaynella cf. sayni (Paquier)
Crioceratites (C.) loryi (Sarkar)
Crioceratites (C.) nolani (Kilian)
Abrytusites Sp.
Eleniceras tchechitevi Breskowski
Neocomites (Teschenites) cf. jodar-
iensis (Douville)
Spitidiscus cf. meneghinii (Zigno)
Neocomites (Teschenites) neocomien-
siformis (Uhlig)
HAUTERIVIAN
Trauth
LOWER
Criosarasinella heterocostata
(Mandov)
Himantoceras SPp.,‚Juddiceras Sp.
Bochianites neocomiensis d’Orbigny
Neocomites (N.) neocomiensis
(d’Orbigny)
Neocomites (N.) teschenensis (Uhlig)
Kilianella ex gr. pexiptycha (Uhlig)
Busnardoites SP.
UPPER
VALANGINIAN
BERRIA-
SIAN
Loriol)
(voltz)
L. angulicostatus angulicostatus
(Pictet & Loriol)
L. didayi (Coquand)
L. angqulicostatus fractocostatus
L. seranonis (Coquand)
L. aff. mortilleti
L. mortilleti ssp. 1.
L. mortilleti retroflexus Trauth
aplanatus retroflexus Trauth
. aplanatus aplanatus Gilli&ron
L. mortilleti mortilleti (Pictet &
Pseudobelus brevis Paquier
Hibolites cigaretus Stoyanova-Vergilova
Duvalia dilatata (Blainville)
Duvalia lata (Blainville)
L. mortilleti noricus Trauth
L. studeri studeri (Ooster)
L. beyrichi beyrichi (Oppel)
Punctaptychus punctatus punctatus
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Plate 1
Fig. 1. Kılianella ex gr. pexiptycha UHLIG, X1. Specimen BK 8-565/7. Butkov quarry, 8. floor,
upper Lower Valanginian.
Fig. 2. Himantoceras sp., X2. Spec. ZC-2522. Sträzovke section, 2522 m, Upper Valanginian.
Fig. 3 Juddiceras sp., X1. Spec. ZC 2995/8, Strazovce section, 2995 m, Upper Valanginian.
Fig. 4 Himantoceras acuticostatum THIEULOY, X 1. Spec. ZZ-5/1. Zemianska Zävada.
Upper Valangınian.
Fig. 5. Criosarasinella heterocostata MANDOV, X1. Spec. BK 8-510/2. Butkov quarry, 8. floor,
uppermost Valanginian.
Fig. 6. Crioceratites (Crioceratites) nolanı KıLıan, X1. Spec. BK 8440. Butkov-quarry, 8. floor,
Lower Hauterivian.
Fig. 7. Neocomites (Teschenites) cf. jodariensis DOUVILLE, X 1. Spec. BK 8470/16.
Butkov-quarry, 8. floor, Lower Hauterivian.
Fig. 8. Spitidiscus cf. meneghinu ZIGNO, X 1. Spec. BK 6-80/2.
Butkov quarry, 6. floor, Lower Hauterivian.
Fig. 9 Crioceratites (Crioceratites) duvali LEVEILLE, X 1. Spec. BK 8-400/2.
Butkov quarry, 8. floor, Upper Hauterivian.
Fig. 10. Pulchellia compressissima D’ORBIGNY, X 1. Spec. BK 8-170/9.
Butkov quarry, 8. floor, Lower Barremian.
Fig. 11. Hamulına lorıoli UHLIG, X 1. Spec. PL 1-4/7. Polomec, Zabukovinske quarry near
Lietavskä Lücka, Lower Barremian.
Fig. 12. Deshayesites ex gr. involutus SPATH, X 1,5. Spec. HP-580, Hornä Poruba-section,
Lower Aptian.
Zitteliana 10, 1983
‚J- & Borza, K.
MICHALIK
b)
N
=
O
3
>
Fig.
Fig.
Fig.
Figs.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
1557
Figs. 14-15.
Fig.
Figs. 17-18.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig. 2
Plate 2
all magnifications 285 X
Chitinoidella boneti DOBEN, thin section 7587, Sträzovce section, 2025 m, Chitinoidella
Zone, Middle Tithonian.
Calpionella alpina LORENZ, thin section No 7589. Sträzovce section, 2060 m, Calpionella
Zone, Tithonian/Berriasian.
Crassicollaria parvula REMANE, thin section No 7588, Sträzovce section 2050 m, Calpionella
Zone, Tithonian/Berriasian.
Tintinnopsella carpathica MURG. & FiLiP., thin sections 7590, 7592, Strazovce section 2060,
2090 m, Calpionella Z., Tithonian/Berriasian.
Calpionellopsis simplex COLOM, thin section No 7593, Strazovce section 2100 m,
Calpionellopsis Z., Berriasian/Valanginian.
C. oblonga (CADISCH), thin section No 7594, Sträzovce section 2110 m, Calpionellop-
sis Zone, Berriasian-Valanginıan.
Remaniella cadischiana (COLOM), thin section No 7593, Strazovce section 2100 m,
Calpionellopsis Zone, Berriasian-Valanginian.
Tintinnopsella longa (COLOM), thin section No 7681, Pod Svinornym Gorge-section,
Calpıonellites Zone, Berriasian-Valanginian.
Calpionellites darderı (COLOM), thin section No 7596, Sträzovce section 2140 m, Calpionellites
Zone, Berriasian-Valanginian.
Praecolomiella trejoı BORZA, thin section No 7710. Pod Mräznıcou Gorge-section,
Praecolomiella Zone, Aptian.
Deflandronella veracruzana TREJO, thin section 7710, Pod Mräznicou G.-section,
Praecolomiella Zone, Apuan.
Colomiella mexicana BONET, t. s. No 47a/8, Butkov section, Colomiella Zone,
Aptian-Albian.
Colomiella recta BONET, t. s. No 47a/81, Butkov section, Colomiella Zone, Upper
Aptian-Albian.
Colomisphaera minutissima (COLOM), t. s. No 7587, Sträzovce section 2045 m, Calpionella
Zone, Tithonıan/Berrasian.
Parastomiosphaera malmica (BORZA), t. s. No 2005 (g), Sträzovce section, 2005 m,
Lower Tithonian.
Cadosina minuta BORZA, t. s. No 7703, Pod Sträne Gorge-section, Calpionellopsis Zone,
Berriasian/Valanginian.
Didemnum carpaticum MISIK & BORZA, t. s. No 7652, Strazovce section 3270 m, Barremian.
Stomiosphaera echinata NOWAK, t. s. No 7607, Sträzovce section 2605 m, Valanginian.
Colomisphaera vogleri (BORZA), t. s. No 8E-320/81, Butkov quarry, 8. floor, 320 m,
Hauterivian.
Colomisphaera heliosphaera (VOGLER), t. s. 8E-290/81, Butkov quarry, 8. floor, 290 m,
Hauterivian.
Cadosina fusca cieszynica NOWAK, t. s. No 8E-5/81, Butkov quarry, 8. floor, 5 m, Aptian.
Cadosina semiradiata olzae NOWAK, t. s. 8E-5/81, Butkov quarry, 8. floor, 5 m,
Aptian cherty limestones.
Zitteliana 10, 1983
VASICER, Z., MICHALIK, J. & Borza, K. Plate 2
Ta Ten München, 1.Jel 1985 ISSN 0373 9627
Stratigraphy of the Lower Cretaceous index fossils
in the Karst Dinarides (Yugoslavia)
By
IVO VELIC & BRANKO SOKAC“*)
With 1 text figure
ABSTRACT
Stratigraphic subdivision of the Lower Cretaceous in the
Karst Dinarides — developed in an uniform carbonate facies of
shallow-marine environments - is possible only on the base of
systematic research of microfossils.
Index fossils have a distinct significance both for the bio-
stratigraphic zonation and the chronostratigraphic subdivi-
sion, compared to other species within taxa with wider strati-
graphic distribution.
In the Karst Dinarides the Lower Cretaceous index fossils
belong to two main microorganism groups: Calcareous algae
(Dasycladaceae) (Orbitolinidae
others). Algae predominate as index fossils in the lower
part, and Foraminifera in the upper part of the Lower Creta-
ceous of the Karst Dinarides.
and Foraminifera and
KURZFASSUNG
Eine stratigraphische Untergliederung der Unterkreide im
Dinariden-Karst, wo eine eintönige Fazies aus Flachwasser-
karbonaten vorliegt, ist nur durch gründliche Erforschung
des gesamten Mikrofossil-Inhaltes möglich.
Die meisten Taxa haben eine lange stratigraphische Reich-
weite, so kommt einigen Mikrofossilien als Leitformen eine
besondere Bedeutung für die Biostratigraphie zu. Es sind dies
besonders Kalkalgen (Dasycladacea) im tieferen Teil und Fo-
raminiferen (Orbitolinidae etc.) im höheren Teil der Unter-
kreide im Dinariden Karst.
INTRODUCTION
Specific facial development of the Mesozoic strata in the
karst region of the Dinarides requires a special approach to
their stratigraphic description. The Karst Dinarides (in the li-
terature they are often called by the inadequate name — Outer
Dinarides) are characterized by development of mostly shal-
low-marine carbonate sediments — limestones and dolomites.
There predominate limestones which are represented by va-
rious types formed in shallow-marine environments: subti-
dal, restricted shoals, lagoons, fore-reef, reef and back-reef
zones etc. These carbonate sediments are in some places
mostly dolomitized in latediagenesis and rarely in earlydiage-
nisis. Similar, often invariable development of such sedi-
*) I. VELIC, B. SOKAC, Geoloski zavod, Sachsova 2, 41000 Zagreb,
Yugoslavia.
ments, almost through the whole Mesozoic, does not allow
the stratigraphic analyses in the means of the chronostratigra-
phic classification, although it has been used for more than a
hundred years in this region. The main reason is in the totally
different lithofacies and especially biofacies in relation to the
areas with tipically developed chronostratigraphic units.
Beside the great possibilities, the use of lithostratigraphic
classification does not give enough detail stratigraphic subdi-
vision necessary in the modern researches. Biofacial resear-
ches, with the fossil groups and taxa within, and their space
and time relationships enable a detail and confident biostrati-
graphic subdivision of the Mesozoic strata in the Karst Dina-
rides.
Results of the systematic biostratigraphic researches, which
started about twenty years ago, have shown that the use of
only microbiostratigraphy is possible for the most of the Me-
486
sozoic, and so far the Lower Cretaceous, because ofthe grea-
ter number of microfossils than macrofossils. According to
this, the micropalaeontologic researches of the benthic Fora-
minifera and calcareous algae (microorganism groups) in the
Mesozoic sediments of the Karst Dinarides are of particular
importance.
Discussing about the Lower Cretaceous of the Karst Dina-
rides, it is necessary to point out the meaning of the microfos-
sils for its stratigraphic subdivision. First of all, it is the result
of lithofacial uniformities: rhythmic exchange of the uniform
limestone types with dolomites ofthe Lower Cretaceous with
rare presence of macrofossils but numerous microfossils.
Within the two mentioned fossil groups benthic foraminifers
predominate. This predominance reflexes in the overall mi-
crofossil content, as well as in the number of index fossils. Al-
though the microfossil assemblages make the most confident
category in biostratigraphic researches, the whole biostrati-
graphic scheme is based on individual characteristic forms
(index fossils).
In the Lower Cretaceous of the Karst Dinarides such index
fossils are found, inthefirst place, within the significant fora-
minifer group ofthe Orbitolinidae, rarely in the Ataxophrag-
miidae, and also within a group of calcareous algae in the Da-
sycladaceae. Frequent presence of the orbitolinids, whose
chronostratigraphy has been accurately examined especially
in Western Europe (for instance MouLLADE, 1960; SCHROE-
DER, 1963a, 1963b, 1964a, 1964b; JAFFREZO & SCHROEDER,
1972; DECROUEZ & MoULLADE, 1974; Masse, 1976; PEYBERNES,
1976; Saımnt-Marc, 1977; JAFFREZO, 1980 and others) allow to
correlate between those regions and the Karst Dinarides. Such
an approximate chronostratigraphic subdivision with refe-
rence to chronostratigraphy of the biostratigraphic units
could be also carried out in Dinarides. In this review of the
Lower Cretaceous index fossils and their stratigraphic distri-
bution in the Karst Dinarides we shall be dealing with chrono-
stratigraphic units.
STRATIGRAPHIC REVIEW
The forms refered to index fossils are those which are in the
Lower Cretaceous of the Karst Dinarides the guide fossils for
a narrow stratigraphic interval, either biostratigraphic (zone,
subzone) or chronostratigrahic unit (stage, substage). There
are cases that the stratigraphic range of such significant taxa
includes for instance bordering parts of two units, or even the
whole two units (Fig. 1).
BERRIASIAN
There are no index fossils in the strata, which according to
their stratigraphic position belong to Berriasian, because they
lay between improved Tithonian underlaying beds and Va-
langinian overlaying ones. The Berriasian microfossil assem-
blage of the Karst Dinarides lacks the abundance several spe-
cies of various taxa.
Calcareous algae Salpingoporella katzeri ConkapD & Rano-
ıcıc and Pseudoclypeina crnogorica Rapoıcıc, which are regi-
stered in the Berriasian, can be conditionally used as index
fossils, but only locally, because they are both originally des-
cribed in younger layers: S. katzeri from Valanginian (Con-
RAD & Rapoıcıc, 1978) and P. crnogorica from Berriasian to
Aptian (Rapvoıcıc, 1972).
Beside the mentioned species, Salpingoporella annulata
carozzı and Actinoporella podolica (AıTH.) are more fre-
quently present as well as foraminifers Trocholina elongata
(Leuroın) and T. alpına (LEuroLn). However, all these spe-
cies extent from the Malm to the Upper Neocomian and they
can not be used as good index fossils. There also have been lo-
cally registered algae Coniporella piriformis Sokac & VeLıc
and Clypeina delmatarum Soxac & VELic in the Mt. Biokovo
(SokAC & Veric, 1981 b) but they can not be surely refered as
index fossils until their longer stratigraphic distribution and
stratigraphic position in greater number of findings shall be
improved.
VALANGINIAN
Index fossils:
Algae:
Clypeina marteli EMBERGER
Salpingoporella istriana (Gusıc)
Selliporella campanensis (AzEmA & JAFFREZO)
Triploporella? neocomiensis Rapoıcıc
Foraminifera:
Pseudotextulariella salevensis CHaroLLas & al.
The following algae and foraminifers can be joined to the
above mentioned forms as index fossils of a wider range
within the Neocomian:
Algae:
Epimastopora? cekici Rapoıcıc
Clypeina? solkani ConkaD & Rapoıcıc
Foraminifera:
Cuneolina tenuis VELIC & Gusıc
E.? cekici has its maximum abundance in the Valanginian,
but it can be individually found also in the Hauterivian, just
opposite then C.? solkani, which rarely occures in the Va-
langinian but is numerous in the Hauterivian. C. tennis is
also more frequent in the Valanginian (Fig. 1).
The Valanginian microfossil assemblage of the Karst Dina-
rides is enriched with other numerous species, whose strati-
graphic range is from the Jurassic to the Neocomian and from
the Valanginian throughout the whole Lower Cretaceous.
The calcareous algae will be mentioned here: Salpingoporella
annulata, Actinoporella podolica, Macroporella praturlon:,
Salpıngoporella pygmaea, Dissocladella hauteriviana, ? Go-
niolina minima, then foraminifers Trocholina elongata, T.
alpina and the group of the Lower Cretaceous Ataxophrag-
miidae with species which occur in almost all Lower Cretace-
ous units including Vraconian, these are Cuneolina campo-
saurii SARTONI & CRESCENTI, C. laurentii SARTONI &£ CReEs-
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488
CENTI, Psendotextulariella® scarsellai (DE Castro) and Sa-
baudia minuta (Horker). The last four listed forms are Lower
Cretaceous index fossils for the interval of Valanginian to the
Upper Albian. In the next units these will be mentioned by
the joint name-standard assemblage of the Lower Cretaceous
Ataxophragmiidae. There are some indications of local pre-
sence of Debarina hahounerensis FOURCADE et al. already in
the Valanginian, although it becomes frequent not earlier than
the interval Barremian — Lower Albian.
HAUTERIVIAN
The Hauterivian index fossils are limited only to the Fora-
minifera:
Nezzazata simplex germanica OMARA & STRAUCH
Orbitolinopsis capnensis DE CASTRO
Among the numerous tiny Nezzazatidae, which we can
follow from the beginning of the Valanginian throughout the
whole Lower Cretaceous and which can be listed as Nezza-
zata gr. simplex Omara. The subspecies N. simplex germa-
nica ıs found in the most part of Hauterivian. On the other
hand, O. capuensıs is characteristic for the uppermost layers
of this stage, so it can possibly enter into the Lower Barre-
mian, what we do not exclude nor for the former species.
As already quoted, foraminifer Cuneolina tennis and algae
Chypeina solkani and Epimastopora? cekici should be men-
tioned here as index fossils for the most part of Neocomian.
C.? solkani, described in the Karst Dinarides (Conrad &
Raporcıc, 1971) (the stratigraphic position in Lower Aptian is
not well argumented and later revised to Neocomian [VELIC &
Sokac, 1978]) has its maximum abundance just in the Haute-
rivian layers below and with O. capuensis. C.? solkani
should be treated as a Neocomian species in the entire Medi-
terranean, also mentioned by BassouLıErt et al. (1978).
The foraminifers Cuneolina tennis, a standard assemblage
of the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae and algae Salpın-
goporella annulata, Actinoporella podolica, Selliporella pejo-
vicae (Ravoıcıc), S. danılovae (Ravoıcıc) and Humiella
tentae Sokac & VeLıc (known only from the type locality;
Sokac & Veuic, 1981a) and others can be individually found
in the Hauterivian.
BARREMIAN
Barremian index fossils, so far known, refer to the few spe-
cies of calcareous algae:
Salpingoporella melitae Ravoıcıc
S. muehlbergii (LORENTz)
The Barremian of the Karst Dinarides generally lacks fora-
minifer assemblages; so mostly only standard Lower Creta-
ceous Ataxophragmiidae, tiny Nezzazatidae and the already
mentioned Debarina hahounerensis can be found. Algae are
represented by a greater number of species, so other species of
the genus Salpingoporella will be listed next to the mentioned
index fossils: Salpingoporella genevensis (Conkan), S. dina-
rica Ravoıcıc, Selliporella dalmatica (SoxaC & VELıc) and
Triploporella marsicana PrarurLon. All these species range
to younger stratigraphic units of the Lower Cretaceous.
APTIAN
The main biostratigraphic significance of the Aptian strata
is their distinctly better fossil content in relation to the former
units. Foraminifers, especially orbitolinids predominate. Be-
cause of their small vertical distribution a more detailed sub-
division and zonation is possible. Biostratigraphic problem of
the Aptian in the Karst Dinarides is connected mainly with
orbitolinids and alga Salpıngoporella dinarica. Relevant rese-
arches, without detail zonation, enabled the subdivision of
the Aptian into Lower Aptian — Bedoulian and Upper Aptian
— Gargasıan.
Lower Aptian (Bedoulian)
Index fossils:
Foraminifera:
Palorbitolina lenticularis (BLUMENBACH)
Praeorbitolina cormyi SCHROEDER
P. wienandsi SCHROEDER
Orbitolina (Mesorbitolina) lotzei SCHROEDER
Paleodictyoconus barremianus (MOULLADE)
P. cf. actinostoma ARNAUD-VANNEAU & SCHROEDER
Ovalveolina reicheli DE Castro
Trocholina friburgensis (QuiLLAUME & REICHEL)
Occurence of the quoted index fossils in the Bedoulian
beds, which are also called the “Lower Orbitolinid Limesto-
nes’ because of the extremely numerous orbitolinids, refers
to the very frequent and common species P. lenticularis and
rarely found representatives of the genus Paleodictyoconus.
The “Lower Orbitolinid Limestones” or Bedoulian in gene-
ral are limited within range of the species P. lenticularis, con-
sidering that the index Orbitolina in the Karst Dinarides is
slightly younger than in the NW Europe and so its stratigra-
phie range is within the interval from Upper Barremian-Lo-
wer Aptian boundary to the Lower Aptian-Upper Aptian
boundary (VELiC & Sokac, 1978). Among the Lower Creta-
ceous Foraminifera in general, beside Debarina hahouneren-
sis, appears species Sabaudıa auruncensis in Bedoulian within
the standard assemblage of the Lower Cretaceous Ataxo-
phragmiidae. Nautiloculina gr. cretacea PEYBERNESs, N.
brönnimani ARNAUD-VANNEAU & PEYBERNES, Chrisalidina
gradata D’ORBIGNY, species of genus Valvnlammina and ot-
her also appear.
Salpingoporella dinarica is more common than the Upper
Barremian-Lower Aptian Selliporella dalmatica and Triplo-
porella marsicana. Problematic Bacinella irregularis Rano-
ıcıc or Lithocodium aggregatum EıLiort are somewhere of
lithogenetic significance.
Lagoonal, subtidial and other shallow-marine facies in
some places laterally change into facies of reef - back reef en-
vironments with dominating macrofossils — reef-building or-
ganısms (corals, hydrozoans, bryozoans, primitive rudistid
lamellibranchs, gastropods) which have not been studied on
yet, because of their poor preservation. All formerly quoted
microfossils can be found in these facies, too.
Upper Aptian (Gargasıan)
There are no real-“autochthonous” Gargasian index fossils
in the Karst Dinarides. Inspite of that, alga Salpingoporella
dinarica can be postulated as Gargasian index fossil with no
doubt, because its maximum abundance is in Upper Aptian. It
must be repeated that 5. dinarica just locally occures in the
Upper Barremian, it is quite frequent in the “Lower Orbitoli-
nid Limestones” of Bedoulian and then in the Gargasian it has
maximum abundance. Throughout the Karst Dinarides, with
extremely numerous individuals, it becomes lithogenetic not
only in individual layers but in the whole zone. Beside S. dı-
narıca, rare individual specimens of alga Triploporella marsi-
cana can be found.
Refering to foraminifers, through the whole Upper Aptian,
species within the standard assemblage of the Lower Cretace-
ous Ataxophragmiidae, Debarina hahounerensis and others
occur. The appearence of the larger Mesorbitolina in the up-
per part of Gargasian is significant. These species appear in
progression from Orbitolina (Mesorbitolina) parva Dou-
GLass over ©. (M.) minuta Doucıass to O. (M.) texana
(ROEMER). The first two are frequently found with S. dinari-
ca. On the contrary, the first individual findings of the third
mark the uppermost Aptian layers (Clansayesian) and it is not
yet registered together with S. dinarıca. Allthree Mesorbito-
lina species have their maximum abundance in the Lower Al-
bian.
ALBIAN
Lower Albian
Index fossils:
Foraminifera:
Orbıtolina (Mesorbitolina) texana (ROEMER)
O. (M.) subconcava LEYMERIE
The first layers with the appearence of numerous orbitoli-
nids, overlaying those with disappearing S. dinarica, are
marked as the “Upper Orbitolinid Limestones” in Dinarides.
Their stratigraphic range responds to the Lower Albian. Be-
side mentioned index fossils some other Mesorbitolina,
found already in the Upper Aptian, have also their maximum
abundance: O. (M.) parva and O. (M.) minuta. Other ge-
nera like Paracoskinolina, Orbitolinopsis and Urgonina also
appear, but with no significance for the biostratigraphy, be-
cause of their rare occurence and wider stratigraphic range.
The next two facts about the Lower Albian are very impor-
tant, too:
1. Maximum abundance of species within the assemblage of
the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae as Cuneolina
camposaurü, C. laurentü, Psendotextulariella? scarsellaı,
Sabandia minuta, S. auruncensis as well as Debarına ha-
hounerensis, which all except P.? scarsellai and $. minuta
do not pass the Lower Albian.
2. The appearence and distribution of microfossils (Forami-
nifera) which have their maximum abundance in the Upper
Cretaceous like Cuneolina pavonia D’Orsıcny etc. These
forms occur also through the Upper Albian and Vraco-
nian.
The calcareous algae, which are found in the Lower Albian,
have wider stratigraphic range. However, it is valuable to
mention that the first appearence of the alga Salpingoporella
turgida Rapoıcıc marks the Lower to Upper Albian boun-
dary.
Upper Albian s. str.
Index fossils:
“Valdanchella” dercourti Decrourz & MOULLADE
“Coskinolina” brönnimanni DEcrRoUEZ & MOULLADE
Naupliella insolita DecrouEz & MoUuLLADE
Quoted species belong to the group of so called primitive
Orbitolinidae. According to Decrourz & MourLaDe (1979)
they were found in the Upper Albian (including Vraconian) of
Pelopones/Greece. In the Karst Dinarides they extent from
the beginning of the Upper Albian to only the first layers of
the Vraconian. Beside these species, in the Upper Albian lay-
ers occur all the other Foraminifera species like in the Lower
Albian but do not disappear by the end of the Lower Albian.
The most frequent are Chrysalidina gradata, Valvulam-
mina picardi, Cuneolina pavonia, C. pavonia parva. The cal-
careous algae are very poorely represented. Salpingoporella
turgida is frequent in the first layers together with the Upper
Albian s. str. index fossils. Other findings of algae are very
rare, except individual forms and taxa with a wider stratigra-
phic range.
Vraconiıan
The Vraconian index fossils have not been determinated yet
with accuracy in the Karst Dinarides. The strata, separated as
Vraconian, lay between the described Upper Albian s. str.
and accurately defined Cenomanian. That marks an interval
from the first appearence of Neoiraguia convexa DanıLova
ull the first finds of Ovalveolina maccagnoe DE Casıro. Such
subdivision is possible only inthe region of middleandsouth-
ern Dalmatia and Hercegovina, where continuous deve-
lopment of layers from the Albian to the Cenomanian can be
seen, mainly in calcareous facies. In other regions of the Karst
Dinarides this level is developed as dolomite and dolomite-
breccia zones (VELIC et al., 1979).
N. convexa, originally described of inaccurate Cenoma-
nıan-Turonian beds (DanıLova, 1962) and later found in the
Lower Cenomanian (BERTHOU & SCHROEDER, 1978), is cer-
tainly older in this strata because it appears much earlier than
in the strata which are positively Lower Cenomanian. If we
include here another species Naupliella insolita (sensu Bar-
THOU & SCHROEDER, 1978) then its stratigraphic range would
go rather down to the Albian. ©. maccagnoe is also described
from the Middle Cenomanian (DE Castro, 1966), but in the
Karst Dinarides it appears much earlier.
In this uppermost level ofthe Lower Cretaceous next to the
stated Foraminifera also occur all the others, which appear in
Lower Albian and extent to the Upper Cretaceous, so the spe-
cies within the Lower Cretaceous Ataxophragmiidae — Sa-
baudia minuta and Pseudotextulariella® scarsellai.
Alga Marinella lugeoni PFENDER is in some places very fre-
quent. The described level, which has been included in the
Vraconian, underlays the Lower Cenomanian biodertritic li-
mestones in which beside to many other index micro- and ma-
crofossils appear Orbitolina (Conicorbitolina) cuvillieri
(MourLApe) and O. (C.) conica (D’ARcHIAC).
490
CGONCLUSION
Because of the uniform lithofacıal development (shallow-
marine carbonate sediments - limestones and dolomites) and a
very rare appearence of macrofossils, biostratigraphic subdi-
vision is based on the microfossil content. The microfossil as-
semblages are here of outstanding sıgnificance and are used as
index fossils for stratigraphic subdivision. In the Karst Dina-
rıdes index fossils are found among the Foraminifera and Cal-
careous algae. Within Foraminifera the significant orbitolinid
family should be pointed out. Algae are represented mainly
with species of the genus Salpingoporella. In the Lower Cre-
taceous of the Karst Dinarides the main index fossils are:
BERRIASIAN
Algae:
Salpingoporella katzeri (only locally)
VALANGINIAN
Algae:
Clypeina martelli
Salpıngoporella istriana
Selliporella campanensis
Epimastopora? cekici (maximum abundance)
Foraminifera:
Psendotextularıella salevensis
HAUTERIVIAN
Algae:
Clypeina? solkani (maximum abundance)
Foraminifera:
Orbitolinopsis capnensis
Nezzazata simplex germanica
BARREMIAN
Algae:
Salpıngoporella melitae
S. muehlbergüi
LOWER APTIAN
Foraminifera:
Palorbitolina lenticularıs
Praeorbitolina cormyi
P. wienandsi
Orbitolina (Mesorbitolina) lotzei
Paleodictyoconus barremianus
Ovalveolina reicheli
Trocholina friburgensis
UPPER APTIAN
Algae:
Salpingoporella dinarıca (maxımum abundance)
LOWER ALBIAN
Foraminifera:
Orbitolina (Mesorbitolina) texana
O. (M.) subconcava
UPPER ALBIAN (Vraconian included)
Foraminifera:
“Valdanchella” dercourti
“Coskinolina” brönnimanni
Naupliella insolita = Neoiragnia convexa (?)
REFERENCES
BASSOULLET, J. P., BERNIER, P., CONRAD, M. A., DELOFFRE, R. &
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Zitteliana
De ]
493
ISSN 0373 - 9627
München, 1. Juli 1983
The Valanginian to Aptian stages - current definitions
and outstanding problems
Compiled by
PETER FRANKLIN RAWSON")
With 3 tables
ABSTRACT
Current definitions of the Valanginian to Aptian Stages are
reviewed and some of the outstanding problems outlined. Fi-
nal recommendations on stage boundaries can be made only
after much more stratigraphical work has been completed, as
the eventual boundaries must have good international correla-
KURZF
Ein Überblick über die gängigen Definitionen der Stufen
vom Valangin bis zum Apt wird gegeben und einige wichtige
Probleme hervorgehoben. Endgültige Empfehlungen zu Stu-
fengrenzen sind z. Zt. noch nicht möglich. Dazu sind noch
weitere stratigraphische Untersuchungen erforderlich, denn
die festzulegenden Grenzen müssen international korrelier-
tion potential. The Pre-Albian Stages Working Group is in
stigating study of selected sections in various parts of the
world to provide an integrated framework of biostratigraphy
and event stratigraphy.
ASSUNG
bar sein. Die Pre-Albian Stages Working Group regt an, aus-
gewählte Profile in verschiedenen Teilen der Welt zu untersu
chen, um so den allgemeinen Rahmen für eine Neudefinition
der Stufen auf der Grundlage der Biostratigraphie und der
Event-Stratigraphie zu schaffen.
I. INTRODUCTION
This review has been compiled on behalf of the Pre-Albian
Stages Working Group of the Subcommission on Cretaceous
Stratigraphy. The primary role of the working group is to cla-
rify, and to improve where necessary, the definition and
boundaries of the Valanginian to Aptian Stages. This cannot
be achieved simply by describing a stratotype and selecting
boundaries because such a procedure takes no account of the
international correlation potential of the stages so defined.
Hence at its first meeting in Hannover in 1977 (see the group’s
Newsletter 2), the working group agreed on the following
priorities:
1. “To establish inter-regional correlation more precisely
than before, using all possible methods (macro- and mi-
crofossils, event stratigraphy, etc.)
>
“As a result of more accurate correlation, to clarify (and if
necessary to improve) the definition of stages and stage
”) P. F. RAwson, Department of Geological Sciences, (Queen Mary
College, Mile End Road, London EI 4NS, England,
boundaries and to improve the usage of stage names in re
gions away from stratotype sections.”
Thus our fundamental philosophy is first to make objective
correlations between regions and only then to redefine stages
and their boundaries.
As a first step towards priority 1, several key sections were
identified in western Europe. At its second meeting (Münster
1978, see Newsletter 3), the group agreed to concentrate ini
tially on investigating correlation of Hauterivian strata across
Europe, in collaboration with the re-investigation of the Jura
Hauterivian by a research group co-ordinated by Dr. J. Rı
MANE. It is intended that first results on the investigation of
key sections will be given at a meeting of the Subcommission
on Cretaceous Stratigraphy in Copenhagen in 1983. In the
meantime it seems appropriate to summarise current defini-
tions of the Valanginian to Aptian Stages and to demonstrate
some of the outstanding problems. For the sake of using a
common “language”, we hope that fellow workers will conti
nue to use stage names in the current sense (Table 1) until im-
494
proved definitions are agreed. Specialists who insist on using NARDO (Lyon), R. ComBrmortı (Lyon), P. Donze (Lyon), T.
them in a different sense are urged to explain their different N. GoRBATCHIK (Moscow), J. E. van HinTE (Amsterdam),
usages. PH. HOEDEMAEKER (Leiden), L. MEmmı (Tunis), F. A. Minp-
The following members of the working group assisted in temiss (London), J. Remane (Neuchätel), J.-P. Trıeurov
this compilation, though final responsibility for the wording (Grenoble) and M. R. A. Thomson (Cambridge).
rests with the compiler: D. J. BArten (Aberdeen), R. Bus-
IS EARLLCORFTACEOUSBIOGEFOGRAPHY
AND THESTRATOTYPE ARFAS
[sm | ZONE
DE FRANCE ENGLAND/NORTH GERMANY
Parancyloceras bidentatum & P. scalare
Colchidites sp.
Heteroceras astieri Simancyloceras stolleyi
Hemihoplites feraudi "Ancyloceras'" innexum &
Simancyloceras pingue
u "
Emericiceras barremense . i
Paracrioceras denckmanni
Moutoniceras sp. Paracrioceras elegans
ni P Fr " : " 3 ’
Pulchellia compressissima Hoplocrioceras" fissicostatum
Paracrioceras raricos tatum
Spitidiscus hugii =-----
5, 0: F variabilis _ Simbirskites
EEE SER 7) (Craspedodiscus)
_discofalcatus
| Pseudothurmannia anzulicostata | thurmannia anmulicostata
UPPER Plesiospitidiscus ligatus
HAUTERIVIAN | Subsaynella sayni
S. (Craspedodiscus) gottschei
S.(Milanowskia) speetonensis_/staffi _
Simbirskites (Speetoniceras) inversum
LOWER Endemoceras regale
HAUTERIVIAN Endemoceras noricum
Endemoceras amblygonium __
Neocomites (Teschenites)
callidiscus
Olcostephanus spp.
Dicostella tuberculata
Dichotomites bidichotomoides
Himantoceras trinodosum
Saynoceras verrucosum
Thurmanniceras campylotoxus
Dicho tomites triptycho ides
Dichotomites crassus
D. (Prodichotomites) p polytomis _
>» (Froasehdtenites 5 hollwedensis
Bee ercddälis F
Polyptychites clarkei | ET
Polyptychit tes mul ticostatus
Polypt; tychits tes ‚ pavlowi
i sjatylentieergs involutum
Thurmanniceras pertransiens
Platylenticeras heteropleurum
LOWER EEE ES I
Thurmanniceras otopeta
VALANGINIAN
Table 1. Valanginian to Barremian standard zones of south-east France, and the approximate correlation
with the north-west European “boreal” Valanginian and Hauterivian. (Correlation after KEMPER et al.,
1981). No correlation between Barremian zones is intended.
Platylenticeras robustum
Duringthe Early Cretaceous there were two distinct faunal
realms in the northern hemisphere, the Tethyan and Boreal. It
is difficult to attempt a global summary of Early Cretaceous
biogeography because many taxonomic groups have not been
investigated adequately, but Kaurrman (1979) has given a ge-
neral review, and for bivalves (Kaurrman, 1973) and ammoni-
tes (Rawson, 1981) subdivision of the realms can be attempt-
ed. Valanginian to Aptian biostratigraphy is based primarily
on ammonites. As in the Tithonian and Berriasıan, the Va-
langinian to earliest Barremian boreal ammonites are clearly
distinct from Tethyan ones, but during most of the Barremian
and Aptian there were no distinctively boreal subfamilies and
in the rare marine sections the northerly faunas were only de-
pauperated versions of the Tethyan ones.
495
The historical type areas of the Valanginıan to Aptian Sta-
ges are in the Swiss Jura and south-east France, and are cha-
racterised predominantly by Tethyan ammonites. Thus the
main problem in Early Cretaceous stage definition lies in try-
ing to correlate with the Boreal Realm. Primary clues come
from areas of faunal overlap (e. g. parts of Europe). The bio-
stratigraphy of areas outside the type regions of the stages is
beyond the scope of this paper, but in Table 1 we give the ap-
proximate correlation of the Valanginian to Barremian Te-
thyan zones with the north-west European “boreal” zones to
illustrate the nature ofthe problem. The correlations achieved
so far suggest that some of the classic stage boundaries are of
no inter-regional correlative value and therefore need to be al-
tered if they are to be equally applicable to both realms.
IN DEEINTIIONFORSTÄGES
THE VALANGINIAN STAGE
Author: Desor 1854
Stratotype: The Seyon Gorge near Valangin, Neuchätel,
Switzerland.
Hypostratotype: Roadside section near Angles (Al-
pes-de-Haute Provence, south-east France); Barret-le-Bas
(Hautes-Alpes, south-east France) provides acomplementary
reference for the Lower Valanginian (Busnarvo et al.,
1979).
Original definition: Desor (1854, p. 175) regarded all
the “Neocomian” beds beneath the “Marnes de Hauterive”’ as
corresponding with Campiche’s “Neocomien inferieur”’, and
for this subdivision proposed (p. 177) the stage name “Valan-
gien” (“Valanginien” in the title of the paper). Thus the Va-
langinian embraced all the post-Jurassie rocks to the base of
the “Marnes de Hauterive”.
There are three important points to note with reference to
the definition of the boundary between the Valanginian and
Hauterivian Stages:
1. In terms of local lithostratigraphic units, Desor’s defini-
tion is very vague. He indicated (p. 174) that the “calcaires
jaunes ä Ammonites astierianus” lay beneath the “marnes
bleues de Haute-Rive” and hence by defining the Valangi-
nian stage to include all the units beneath the “marnes de
Hauterive” apparently implied that beds containing
“Ammonites astierianus” (= Olcostephanus) were Va-
langinian. Unfortunately it is impossible to decide whet-
her the “calcaires jaunes A Ammonites astierianus” are
equivalent to the “Marnes ä Astieria” (= “Astieriamer-
gel’), a critical bed at the Valanginian-Hauterivian boun-
dary which was first described by DE TrısoL£r (1859).
Hence one cannot say how far the phrase “un etage A part,
inferieur aux marnes de Hauterive” (Desor, 1854, p. 175)
has to be taken literally.
2. The first clear definition of the Valanginian was only given
by Desor and Gressry (1859, p. 40). From top to bottom,
the stage was intended to include:
a) La limonite ou calcaire ferrugineux
(= “calcaire roux’” in actual usage)
b) Le calcaire compact ou marbre bätard.
c) Les marnes et breches marneuses grises et bitumineuses.
The “Marnes ä Astieria” were explicitly placed in the
“Neocomian” (which became the Hauterivian of Rent-
vIER, 1874) by Desor and Gressry (1859, p. 36).
It is also interesting to note that the fırst detailed descrip-
tion of the succession at the type locality did not appear
until the end of the century (BAUMBERGER and Moutin,
1899).
3. Logically, REen£vier therefore included the “Marnes ä
Astieria” in his Hauterivian Stage. It is only since Baum-
BERGER (1901, p. 21) that it has become general usage to
place them in the Valanginian.
Development of the concept of the Valanginian
Stage: The early Cretaceous sediments of the Jura Moun-
tains accumulated on a shallow shelf. Some lithological units
are thin, condensed and laterally discontinuous, especially
those lying between the “Calcaire Roux” and the “Marnes de
Hauterive”. Early biostratigraphic correlation was based
primarily on echinoids, and ammonites are generally rare.
This, coupled with the incompleteness ofthe sequence, means
that both the Valanginian and the Hauterivian stratotypes
have a very limited correlation potential. Because of the rarity
of ammonites Kırıan and other French workers preferred to
define both stages according to the succession of ammonite
zones established in the vocontian facies of south-east France.
It should be noted that Kırıan paid little attention to the cor-
relation between the French zones and the original stratotype
successions when drawing his boundaries.
In 1871, CoguanD proposed the Berriasian for the limesto-
nes of Berrias, regarding it as a substage for the lower part of
the Valanginian. Lory (1898) and PaQuier (1900) then
restricted the Valanginian to exclude the Berriasian and re-
cognised lower and upper divisions of the restricted Valangi-
nian. Kırıan (1910) reverted to an extended Valanginian, his
lower Valanginian corresponding to the Berriasian and his
middle Valanginian to the lower Valanginian of Lory and PA-
Quier. A similar tripartite division was applied in north
Germany (e. g. STOLLEY, 1925).
Mainly because of Mazenor’s (1939) work, the Berriasian
began to be used as a stage, and this was ratified by the 1963
496
Lyon colloquium, when the overlying Valanginian was divid-
ed into:
substage zone
Upper Valanginıan Saynoceras verrucosum
Lower Valanginian Kilianella ronbandiana
Atthe Colloquium, the principle of establishing a new stra-
totype in the vocontian facies was approved. A hypostrato-
type was formally proposed in 1979 by Busnarvo et al. The
Angles section and a complementary section for the Lower
Valanginian at Barret-le-Bas were measured and sampled
bed-by-bed and the ranges of ammonites, belemnites, ostra-
cods, nannofossils, calpionellids and foraminifera were esta-
blished. Some new zones were proposed (Tabfe 2). The am-
monite zones proposed by BusnarDo and ThıeuLoy (in Bus
NARDO et al., 1979) represent the culmination of many years of
work on all the main French sections and are traceable across
the whole vocontian trough. The zones (Tables 1, 2) are as-
semblage biozones, in which the index species reached its
acme within the nominate zone. Some of the zones have been
recognised in Tunisia (MEmmı, 1981) but still require testing in
other Tethyan areas.
Base of the Valanginian: The boundary between the
Berriasian and the Valangınian has been placed between the
boissieri and ronbandiana Zones since these were introduced
by Kırıan (1888). The base of the Valanginian was effectively
marked by the appearance of Kilianella. The palaeontological
boundary was believed to coincide with the lithological
boundary between the “Calcaires de Berrias’”’ and the “Mar-
nes valanginiennes””. However, LE Hrsarar (1965) showed
that the highest part of the “Calcaires de Berrias’” contained a
distinctive early Valanginian fauna, for which he later (in L£
Hesarar and Remane, 1968) introduced the pertransiens
Subzone. This subzone has priority over the /ucensis Zone,
introduced by Wırpmann (1968) for the same fauna in the
same beds.
Le Hesarar (1973, p. 295) believed the faunal change from
Berriasian to Valanginian was abrupt. However, BUSNARDO
ei AMMONITES FORAMINIFERA 0:
Neocomites
(Teschenites)
callidiscus
Haplophragmoides
vocontianus
Himantoceras
trinodosum
Lenticulina
eichenbergi
and TrıEuLoY (in BusnAarDo et al., 1979) suggested that faunas
of the lower part of Le HeGarar’s pertransiens Subzone re-
presented a mixture of Berriasian and Valanginian forms, ge-
nerally poorly known species. This intermediate fauna be-
tween the “classic” Berriasian and Valanginian was known to
Mazenor. For this fauna the otopeta Zone was proposed. The
lower part of the overlying pertransiens Zone coincides with
the remainder of Le HEGarAT’s pertransiens Subzone (see
Busnarno and THıruLoY’s table 3, p. 62). As the distinctive
Kılianella species of the old roubandiana Zone first appear
within the pertransiens Zone, BusnAarDo and THıEuLoY have
effectively lowered the base ofthe Valangınıan compared with
previous definitions.
From the Caravaca region of south-east Spain, HOEDEMAE-
Er (1982) has proposed a subzone of Tirnovella alpillensıs,
which he correlates with the callisto Subzone of Le HEGARAT
and Remane (1968). However, while the French callisto Sub-
zone contains Berriasian ammonites, its Spanish equivalent
contains Valanginian forms too, and thus HOEDEMAEKER pla-
ces the alpıllensis Subzone in the Valanginian. If the correla-
tions are correct, this would suggest that the French callisto
Subzone should be placed in the Valangınian.
While further work is clearly required, neither definition
allows the base of the Valangınian to be recognised in the Bo-
real Realm. In the West European Province the first appea-
rance of Platylenticeras is taken to mark the base of the Va-
langinian (Kemper, 1973), because early species occur also in
France, at approximately the base of the old ronbandiana
Zone. In the modern zonation this horizon is at about the base
ofthe pertransiens Zone, and thus the otopeta Zone may cor-
relate with the highest Ryazanıan of the boreal sequence.
Base ofthe Upper Valanginian: The old Saynoceras
verrucosum Zone spanned the whole of the Upper Valangi-
nıan. However, MourL1ADE and THıEULOY (1967) showed that
the index species had a very short range, and restricted the
zone to embrace only the lowest part of the Upper Valangı-
nıan. The sudden appearance of Saynoceras verrnucosum and
STRACODS CALPIONELLIDS NANNOFLORA
Thetysia
chabrensis
inflata
Saynoceras
verrucosum Lenticulina
hauteriviana
Thurmanniceras
campylotoxum Lenticulina
busnardoi
Thurmanniceras
petransiens
Lenticulina
nodosa
Thurmanniceras en
otopeta
LOWER
VALANGINIAN
Thetysia
chabrensis
chabrensis
Calcicalathina
oblongata
Calpionellites
darderi »vseos....
Cretarhabdus
"Lorenziella
hungarica ... nn...
Calpionellopsis”
oblonga ssossr.0r.
crenulatus
Table 2. Biostratigraphic subdivision of the French Valanginian (after BUSNARDO et al., 1979).
some associated species (e. g. Valanginites nucleus, Neoho-
ploceras submartini and Karakaschiceras spp.) in north-west
Europe marks a major faunal migration horizon (and trans-
gression) which can be traced in the Polish Furrow, north
Germany and eastern England (Kemper, Rawson and THIEU
Loy, 1981, p. 259). The same fauna occurs also in Tunisia
(Menmmi, 1981).
THE HAUTERIVIAN STAGE
Author: REnEVIER 1874.
Stratotype: “Hauterive” (actually in Neuchätel), Swit-
zerland.
Original definition: Renevier included the “marnes ä
Astieria”, the “marnes bleue de Hauterive” and the “Pierre
Jaune de Neuchätel”.
Discussion: By including the “Marnes A Astieria’
(= “Astieriamergel”) in the Hauterivian Stage, RENEVIER
placed the base of the Hauterivian to agree with Desor and
Gaessıy’s (1859) definition of the top of the Valanginian (see
Valanginian discussion, above).
Development of the concept of the Hauterivian
Stage: For reasons discussed above (see “Valanginian Sta-
ge’’) the Hauterivian of the type area proved to be of limited
correlation potential. Hence Kırıan and others again turned
to the French sequence for a better standard, and here propos-
ed four ammonite zones. The lowest was that of Acanthodis-
cus radıatus, which most subsequent workers (including
BAUMBERGER) accepted as marking the lowest Hauterivian.
However, in the Jura A. radıatus occurs in the “Marnes de
Hauterive” but not in the “Marnesä Astieria” beneath. Thus
common usage has modified the Valanginian/Hauterivian
boundary as defined by Renevier. It should also be noted that
in the French scheme the Hauterivian Stage was extended up-
wards so that both the “Marnes de Hauterive” and the “Pierre
jaune” are now Early Hauterivian.
THıEULOY (in MouLLADE and THıEULOY, 1967) has modified
the zonation of the French successions (see Table 1), though
further revision is in progress (by Busnarno and THIEULOY)
and the sequence has still to be described in detail. No hypo-
stratotype section has been described. DeseLmas and 'THIEU-
Loy (1965) recommended that one should be chosen in the Sa-
lerans region (Hautes-Alpes), but TrıeuLoY (herein) now be-
lieves that this alone would not be sufficient: several sections
are useful, including La Charce, Sallerans, Barreme and Ca-
stellane.
The base ofthe Hauterivian: THıeuLoy (1977, p. 125)
has formally defined the base of the radıatus Zone at La
Charce as the base of the Hauterivian. The base of the radia-
tus Zone itself is defined by the first appearance of Acantho-
discus. The use of A. radiatus as a zone fossil has been critici-
sed because it is so rare in the vocontian facies, but despite this
it is very useful because it allows an inter-realm correlation.
Early Hauterivian strata are poorly known in the Boreal Re-
alm (Rawson, 1981) but occur in north-west Europe. In north
Germany, rare Acanthodiscus occur near the base of the En-
democeras beds and hence these are placed conventionally in
the Hauterivian. In theory, the lowest beds could be latest Va-
langinian, but the area of uncertainty is small.
497
The base of the Upper Hauterivian: The separation
of the Hauterivian into two substages, defined by the disap
pearance of the Neocomitinae and the appearance of Subsay-
nella sayni, ıs very clear, especially in Ardeche where the he-
mipelagic sequence is very expanded (BusnAarvo, herein).
Thus the base of the Upper Hauterivian is defined by the base
of the Subsaynella saynı Zone.
The boreal Upper Hauterivian is characterised by Sımbirs-
kites (with several subgenera) which occurs from California
and Arctic Canada to north-west Europe and the So-
viet-Union. Faunal mixing in north-west Europe shows that
the base ofthe Tethyan Upper Hauterivian correlates with the
upper part of the Simbirskites (Speetoniceras) inversum Zone
(Kemper et al., 1981, p. 307).
THE BARREMIAN STAGE
Author: Coouann 1861.
Stratotype: Angles, Basses-Alpes, France (designated
by Busnarvo, 1965 b).
Original definiton: CoQuAnD proposed the stage for
beds characterised by “Belemnites minaret, Ammonites liga-
tus, Scaphites yvanni, etc.”. Angles was one of the cited loca-
lities.
Development of the concept of the Barremian
Stage: Although Coguanp’s original definition was not very
precise, BUSNARDO (1965 a) pointed out that it embraces both
the Barremian and Upper Hauterivian of current usage. Pre-
sent usage effectively dates from Kırıan’s (1888) work on the
montagne de Lure: Busnarvo (1965b) summarised subse-
quent ideas and tabulated the evolution of zonal schemes. We
agree with him that despite historical priority it is best in the
interest.of stability to follow customary usage and limit the
Barremian in Kırıan’s sense.
Busnarno (1965 b) designated the Angles roadside section
as stratotype because it is complete, readily accessible, suffi-
ciently rich in ammonites and tectonically undisturbed. It is
part of the same long exposure that has been selected as hy-
postratotype of the Valanginian. BusnArDo gave a detailed li-
thic log and ammonite ranges, retained Kırıan’s division into
Lower and Upper Barremian and proposed a zone for each
substage. He also suggested a subzonal scheme, though that
was incomplete because of gaps in the faunal sequence. Bus
NARDO (1965, p. 115) regarded his work as a first step in
achieving a geographically widespread zonation, and indicat-
ed the problem of selecting suitable zonal and subzonal indi-
ces. Recently he has put forward a more detailed zonation
(BusnAarDo in Rocker, 1980, table) which is shown, with slight
modification (BusnarDo, herein) in Table 1. The zonation
has yet to be formally described.
Elsewhere in the Tethyan Realm, the best-known faunas
are probably in Colombia, where a detailed pulchelliid zona-
tion has been established, and the Barremian divided into
“lower”, “middle” and “upper”. In the Boreal Realm, Bar-
remian faunas occur mainly in north-west Europe, where
they are represented predominantly by heteromorphs and, in
the basal Barremian, by the last Simbirskites. Some of the he-
teromorphs may be identical with Tethyan species, other are
498
endemic. StoLLEy (1925) recognised a tripartite division into
“lower”, “middle” and “upper” and proposed a zonal
scheme which has been modified only slightly since (see Im-
MEL, 1979, table 5).
The base of the Barremian: At the stratotype section
the passage from Hauterivian to Barremian was hidden by fal-
len rock, though faunas can now be collected. Species of Pul-
chellia, Holcodiscus and “Emericiceras” (= Paracrioceras)
have been used by various authors to define the lowest zone.
At present, BUsNARDO (herein) takes the appearance of Ra-
spailiceras and Barremites to mark the base of the stage,
though this limit will be refined eventually. There is a slight
overlap between these forms and the last representatives of
Psendothurmannia (especially P. gr. edonardı). Spitidiscus
(gr. kiliani-hugii) and Nicklesia appear several beds higher in
the sequence.
In the Boreal Realm, the base of the north-west European
Barremian lies approximately at the base of the English varza-
bilis Zone and in the middle of the German discofalcatus
Zone (Kemper et al., 1981, p. 307).
The base ofthe Upper Barremian: BusnarDo (here-
in) defines the base of the Upper Barremian by the appearance
of Heinzia and of “Emericiceras” ofthe barremense group.
Clansayesian
U Aptı
Bez Gargasıan
Lower Aptian Bedoulian
MouıLaDe etal. (1980a, p. 113) pointed out that in terms of
both stratigraphical nomenclature and logic a division into
Lower and Upper Aptian was less satisfactory than Breı-
STROFFER’S (1947) tripartite division into Lower Aptian or Be-
doulian, Middle Aptian or Gargasian and Upper Aptian or
Clansayesıan Substages.
Diadochoceras
nodosocostatum
Epicheloniceras
subnodosocostatum
nisus
Aconeceras
LOWER
Deshayesites
deshayesi
APTIAN
Kern South-east France Southern England North Germany
Hypacanthoplites
Parahoplites
nutfieldiensis
Epicheloniceras
bowerbanki
Deshayesites
Deshayesites
Prodeshayesites
This limit differs slightly from that published in RoGer (1980,
table). However, it remains difficult to define in the stratoty-
pe, for want of sufficiently numerous fossils.
THE APTIAN STAGE
Author: p’Orsıcny 1840.
Stratotypes: The stage was named after Apt (Vaucluse)
in south-east France. However, there is no single stratotype
section: La Bedoule, Gargas (near Apt) and Clansayes are all
reference sections for subdivisions of the Aptian though not
all are satisfactory for correlation purposes.
Original definition: The stage was proposed rather
loosely for strata containing an “Upper Neocomian” fauna,
but D’OrsıcnY later modified his definition several times.
Developmentoftheconceptofthe Aptian Stage:
Franprın (1965) and MourrADE, Taxy and TRONCHETTI
(1980a) have summarised the history of interpretation of the
Aptian Stage and its subdivisions in France, and Casey (1961)
reviewed its interpretation in other European areas too. The
1963 Lyon Colloquium adopted the following division of the
French Aptian (Anonymous, 1965):
Diadochoceras nodosocostatum
Epicheloniceras subnodosocostatum
Aconeceras nisus
Deshayesites deshayesi
The ammonite sequence in the French Aptian is still inade-
quately documented (see MouLLADE et al., 1980a) and at pre-
sent the zonal division of the English (Casey, 1961) and north
German (KEMPER, 1976) sequences is much more detailed. Al-
though there was still some faunal differentiation between the
north-west European and French areas, it was not as well-
Hypacanthoplites
jacobi
Acanthohoplites
nolani
Parahoplites
nutfieldiensis
Epicheloniceras
tschernyschewi
Tropaeum
drewi
Tropaeum
bowerbanki
Deshayesites
deshayesi
Jacobi
martinioides
Tropaeum
deshayesi
forbesi
Prodeshayesites
tenuicostatus
fissicostatus
Table 3. Correlation of French, English and north German Aptian zonal schemes.
marked as earlier in the Cretaceous and broad correlation can
be made (Table 3).
Rich ammonite faunas occur also in parts of the Soviet
Union. Here, some recent workers have abandoned the long-
-established division into Lower and Upper Aptian in favour
of a tripartite division.
The base ofthe Aptian: The appearance of the earliest
deshayesitid ammonite, Prodeshayesites, marks the base of
the north-west European Aptian, and this genus is now
known from south-east France. It appears there immediately
above latest Barremian Colchidites, as for example at La Be-
doule (BusnarDo, herein). Thus it appears to be a good mar-
ker over a wide area.
The Bedoulian ‘“Substage’’: The Bedoulian was pro-
posed by Toucas (1888) for the upper part of the limestones of
La Bedoule, near Marseilles. The Lyon Colloquium recom-
mended that the name be used in a broader sense, following
Kırıan (1907-13). MOULLADE, Taxy and Troncherri (1980 b)
reviewed the sequence in the stratotype area, and a “Bedouli-
en” volume is to be published in the CNRS series “Les strato-
types frangais’”. This will include 7 ammonite zones, which
can be correlated with Cas£v’s (1961) English scheme. At pre-
sent, only a single zone of Deshayesites deshayesi is recognis-
ed (Table 3).
499
The Gargasian ““Substage’’: The Gargasian was pro-
posed by Kırıan (1887) for marls with Aconeceras near Gar-
gas, but is now used in a more limited sense (see MOULLADE,
1980). The Gargas section is of limited value for correlation
and several sections have been investigated for selection as a
parastratotype; nothing has yet been published (MourLAane,
1980a, p. 122).
>
The Clansayesıan “‘Substage’’: The Clansayesian
was proposed by BREISTROFFER (1947) for about 5 metres of
cross-bedded sands with beds of phosphatic nodules yielding
a Diadochoceras nodosocostatum Zone fauna. Again the stra-
totype is poor, anda working group has chosen the Lioux sec-
tion (Alpes-de-Haute-Provence) as a parastratotype though
the decision is not yet published.
MourLADe (1980) has pointed out that ofthethree Aptian
“substages” the Clansayesian is the thinnest and is often diffi-
cult to separate palaeontologically. It is thus often included ın
an enlarged Gargasıan, or referred to informally as the “Clan-
sayes horizon”. At present the name is not used outside the
south of France: in most other areas there is a two-fold divi-
sion into Lower and Upper Aptian. Thus one of the outstand-
ing problems to be resolved by the working group is whether
the Clansayesian should be retained, and if so what status it
should have.
IVSEONEEUSIONS
Research over the last 150 years has resulted in a broad un-
derstanding ofthe world-wide distribution and correlation of
rocks of Valanginian to Aptian age. For the stratotype areas of
France and Switzerland the 1963 Lyon Colloquium (publish-
ed 1965) summarised much useful information and stimulated
further research, some now published. However, even in
these areas few sections have been described in detail and most
stage/substage boundaries are open to dispute. The present
review shows astrong bias towards ammonite biostratigraphy
because ammonites have been the main tools of correlation so
far; yetmany ammonite ranges are still poorly known and few
other taxon ranges are adequately documented.
Most of the problems outlined in this brief review can be re-
solved only after much more field work. For the Valanginian
Stage, and to some extent for the Barremian and Aptian Sta-
ges, detailed lithological/palaeontological logs have been
produced for the stratotype sections, and these provide a star-
ting point for the next phase of research. This will concentrate
on:
1. Lithological/palaeontological logging of the remaining
type sections.
2. Comparable logging of other key reference sections (some
of which will serve as regional stratotypes) around the
world.
3. Magnetostratigraphic logging of stratotypes and other key
reference sections.
4. Chronostratigraphic logging of stratotypes and other key
reference sections (O and € stable isotopes, rare elements,
organic matter).
5. Search for radiometrically datable material in stratotypes
and key reference sections.
6. Synthesis of all available data to provide:
a) A definition of stage and substage boundaries that is
valid for as broad an area as possible, ideally globally.
b) A series of standard zonal schemes for individual fau-
nal/floral regions.
500
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Dez München, 1.Jel 1985 ISSN 0373-0027
501
On the Hauterivian-Barremian correlation between the South
of the USSR and certain Southern and Northern
regions of Europe
MIKHAEL V. KAKABADZE*)
With 2 tables
ABSTRACT
A biostratigraphical characteristic of the Hauterivian-Bar-
remian of the South of the USSR is given and the Hauteri-
vian-Barremian zonal correlation between the South of the
USSR, South-Eastern France, Northern Germany, England
and the Volga region are discussed.
KURZFASSUNG
Die biostratigraphischen Besonderheiten der Hauterive-
Barreme Abfolgen im Süden der USSR werden vorgestellt.
Eine Zonen-Korrelation im Hauterive und Barreme zwischen
dem Süden der USSR, dem Wolgagebiet, Südost-Frankreich,
Norddeutschland und England wird diskutiert.
INTRODUCTION
Zonal correlation of the Lower Cretaceous of the Mediter-
ranean and North European areas is problematic and thus an
investigation of the adjacent areas acquires especial significan-
ce.
Existence of Tethyan and Boreal ammonite species in the
Lower Cretaceous of the Caucasus and Crimea indicates that
they belong to the key areas for a successful solving of zonal
correlation problems between the Tethyan and Boreal realms.
This problem was elucidated in many works, however
some questions, including the Hauterivian-Barremian zonal
subdivision and correlation, still are in need of perfection.
In this paper the question of the Hauterivian-Barremian
biostratigraphical subdivision of the South of the USSR and
its correlation with the synchronous deposits of the South-
*) M. V. KAKABADZE, Geological Institute Akad. Sci. Georgian
SSR, Z. Roukhadze str. 1, korp. 9, USSR, 380093 Tbilisi.
Eastern France and some of Northern European regions
(Northern Germany, England, Volga region) are discussed.
The detailed historical review of the problem is given in our
previous work (KAkABADzE, 1981). It must be noted that
when characterising the Hauterivian-Barremian zones of the
South of the USSR and their boundaries, besides the authors
data, all the main publications were taken into account;
among them the works of V.P. REnnGARTEN, 1951;
M. S. Erıstavı, 1951, 1964, N. P. Luprov, 1952, 1956;
V. V. DrusHutcHitz, 1960, 1962; V. V. DrusHTcHitz and
I. A. MikHAILOVA, 1966; V. V. DRusHTcHITZ and
T. N. GoRBATcHıK, 1979; T. A. Morpvırko, 1960, 1962;
V.L. Ecoın, 1968; V. L. Ecorıan and G. A. TkATsHUK,
1965; A. G. KHauıLov, 1959,
502
THE. HAUTERIVIAN OF THEISOUTH OE:THE USSR
The Hauterivian deposits are rich in ammonites in the Cri-
mea and in the central and western part of the Caucasus, but
to the East the ammonites become scarce and in the Transca-
spian regions they are very rare. Basing on the characteristic
complexes of ammonite species the Hauterivian of the South
of the USSR is subdivided into two substages with two zones
in each of them.
1. The Zone of Acanthodiscus radiatus-Endemoceras ambli-
goninm
The base of the Hauterivian ıs defined by the first appea-
rance of genera Acanthodiscus, Crioceratites, Saynella and
Spitidiscus. The typical Valanginian genera such as Äilianella,
Thurmanniceras, Saynoceras, Sarasıinella, Polyptychites and
Dichotomites ın Hauterivian of the South ofthe USSR are not
known.
There are the following characteristic species in the Acan-
thodiscus radiatus-Endemoceras ambligonium Zone: Acan-
thodiscus radıatus radıatus BruG., A. radiatus baksanensis
RennG., A. radiatus praematurus RennG., A. karakaschi
Kır., Leopoldia leopoldiana D’Ors., L. bargamensis Kır.,
Endemoceras ambligonium Neun. et UHL., E. castellanense
D’Ore., E. castellanense caucasıum Ec., E. biasalense Bı.,
Oosterella cultrata D’ORB. etc.
2. The Zone of Crioceratites sablieri
The base of this zone is defined by the appearance of Crio-
ceratitinae: C. sablieri Ast., C. nolani nolani Kır., C. no-
lani biasalensis Lurr., C. duvali Lev., C. munieri Sar. et
SCHoND., C. kiliani Sark. On this level Leopoldia leopol-
diana D’ORB.,L. biasalensis Kar.,L. lorioli Baum., Spitidis-
cus incertus D’OrB., Aegocrioceras seeleyı NEum. et UHL. and
Endemoceras oxygonium NEum. et UHL. are also met. This
zone is better characterised faunisticaly in the central and we-
stern parts of the North Caucasus, comparatively poorly in
the Crimea and in the Western Georgia, whereas in the other
regions of the South of the USSR this zone is hard to define
because of the absence of typical ammonites.
3. The Zone of Speetoniceras inversum-Subsaynella sayni
The base of this zone marks the base of Upper Hauterivian
substage. It is characterised by the first appearance of Sim-
birskites, Speetoniceras, as wellas Subsaynella. The following
most typical ammonite species of this zone are met in the
North Caucasus and Crimea: Speetoniceras inversum
M. Pavı., $. subinversum M. Pavı., S. auerbachi Eıchw.,
S. versicolor TRAUTSCH., $. speetonense Jounc. et Bırp. and
Simbirskites coronatiformis Pavı. Among the typical Medi-
terranian representatives the C. nolanı nolani Kır., C. du-
valı L£v., few specimens of Moutoniceras anulare D’ORrs.,
M. honoratianum D’ORrs., as well as Psendothurmannia (Ba-
learıtes) balearıs Noı. and P. (B.) tauricus EıcHw. are found
in these regions. Besides the two latter species of Crioceratiti-
nae in Transcaucasian the following species are met: Subsay-
nella saynı PaQ., S. sp., Speetoniceras anerbachi Eıchw.,
S. inversum M. Pavı.,S. versicolor astarta Guas., Biasaloce-
ras sauclum M. Pavı., Crioceratites duvalı Lev. etc.
4. The Zone of Psendothurmannia mortilleti-Craspedodiscus
discofalcatus
For the both Upper Hauterivian zones (Speetoniceras in-
versum-Subsaynella saynı and Psendothurmannia mortille-
ti-Craspedodiscus discofalcatus) many genera (or subgenera),
such as Speetoniceras, Simbirskites, Crioceratites, Psendo-
thurmannıa (Balearites) etc. are common, but the boundary
between them is clearly drawn by the first appearance of
Pseudothurmannia (Pseudothurmannia), Craspedodiscus
and Acrioceras (Hoplocrioceras).
The following species complex is characteristic for the
Psendothurmannıa mortilleti-Craspedodiscus discofalcatus
Zone: Psendothurmannia (P.) mortilleti Pıcr. et Lor.,P. (P.)
picteti Sark., P. (P.) biassalensis (Dimrtr.), P. (P.) renevieri
Sar. et SCHOND., P. (P.) psendomalbosi Sar. et SCHOND., P.
(Balearites) balearıs Noı., Craspedodiscus discofalcatus
Lan.,C. phillipsi Neum. et UHL.,C. cancasicus Renng., Ple-
siospitidiscus ligatus D°Ors., Simbirskites decheni Lan., S.
kowalewski M. Pavı., S. umbonatus Lan., Speetoniceras
speetonense JounG. et Bırn., Spitidiscus ratula Sow., Acrioce-
ras (Hoplocrioceras) pulcherrimum D’Ors., Crioceratites du-
vali Lev., C. honnoratii Lev., Biasaloceras sauclum Druz.
etc. As it was shown earlier (KAKABADZE, 1981) the species P.
(P.) angulicostata D’ORB., mentioned in previous schemes as
index-species for this zone, in the territory of the USSR is ab-
scent and hence, the species P. (P.) mortilleti Pıcr. et Lor. is
choosen as index-species. This species is very common in the
uppermost Hauterivian of the Caucasus and Crimea and it is
characteristic of this level not only in the south of the USSR,
but inmany West European regions, including the “standart”
uppermost Hauterivian in the France.
un
oO
je}
ERERBINRRENTAINFOLRZTHIEISSOU TE OE-THE"USSR
The Barremian in the territory under review is divided into
two substages; in Lower Barremian only one Holcodiscus
caillaudi-Crioceratites emerici Zone is defined, though in
Western Georgia, as it will be shown, two zones are establis-
hed. The Upper Barremian of the South of the USSR is divi-
ded into three zones: 1) Hemihopltes soulieri- ? Sılesites sera-
nonis, 2) Heteroceras astieri-Imerites favrei (divides into two
subzones — /merites girandi and Colchidites securiformis)
and 3) Turkmeniceras turkmenicum-Matheronites ridzews-
kyi.
1. The Zone of Holcodiscus caillaudi-Crioceratites emerici
The base of caillandı - emerici Zone marks the base of the
Lower Barremian. The typical Hauterivian genera such as
Psendothurmannia, Craspedodiscus, Simbirskites and Plesio-
spitidiscus are abscent on this level and its base ıs defined by
the first appearance of Holcodiscus, Barremites (s. str.), Stle-
sites, Paracrioceras, Pulchellia, Subpulchellia, Anahamaulına,
Hamulina, Auritina, Torcapella etc. Among the transitive
(from Hauterivian to Barremian) genera first of all the repres-
entatives of Crioceratites, Acrioceras, Spitidiscus, Biasaloce-
ras and Phyllopachiceras must be mentioned. The following
ammonite species complex is characteristic for this zone:
Holcodiscus caıllaudi D’Ors., H. kiliani PaQ., H. perezi
D’OrB., Spitidiscus andrussowi Kar., S. fallacior Con.,
S. seunesi Kır., Hamulina subcylindrica D’Ors., Anahamu-
lına picteti Eıchw., Auritina aurita EG., Barremites vocon-
tium Sayn., Crioceratites emerici Lev., C. tenuicostatus
THom., C. ottohaasi SARK., C. thiollierei (Asr.), Acrioceras
(Acrioceras) mukleae Sark., A. (Hoplocrioceras) fıssicos-
tatum (Rorm.), A. (H.) dilatatum D’Ors., A. (H.) isocos-
tatum Kaxas., Raspailites cassıda Rasr., Sılesites vulpes
UHr., many representatives of Pulcheludae (see below) etc.
In Western Georgia above the Holcodiscus caillaudi Zone
the second Lower Barremian Zone Subpulchellia plana-
Heinzia matura ıs established (Korerisuwirı, 1979). This
zone besides the index-species is characterised by the follo-
wing species: Pulchellia galeata BucH., P. multicostata
Rırp., P. aff. compressissima D’Ors., P. cf. riedeli Burrcı.,
Subpulchellia brevicostata KOTET., Crioceratites ottohaası
(Sark.), Paracrioceras dolloi (Sark.), P. cf. elegans (KoEn.)
etc.
In the other regions of the South ofthe USSR only one Lo-
wer Barremian zone is identified and, therefore, tillthe appea-
rance ofthe new additional data we leave only one zone (Hol-
codiscus caillaudi-Crioceratites emericı) in the Lower Barre-
mıan scheme of the south of the USSR.
2. The Zone of Hemihoplites soulieri-2Silesites seranonis
This zone is best represented in the Caucasus, in particular
in Western Georgia. The base of this zone marks the base of
the Upper Barremian, which is defined by the first appearance
of Hemihoplites, Audouliceras, Ancyloceras, Heteroceras,
Procheloniceras (Eocheloniceras). The typical genera (or sub-
genera) such as Crioceratites, Acrioceras (Hoplocrioceras) and
Spitidiscus in Upper Barremian of the South of the USSR are
notknown. Amongthe transitive (from Lower to Upper Bar-
remian) genera (or subgenera) Paracrioceras, Acrioceras
(Acrioceras), Barremites, Sılesites, Holcodiscus, Hamulına,
Macroscaphites, Phyllopachyceras and Protetragonites must
be noted first of all.
The Hemihoplites soulieri-?Silesites seranonis Zone is cha-
racterised by the following ammonite species: Hemihoplites
(Hemihoplites) sonlieri (MarH.), H. (H.) khwamliensis
(Rouch.), H. (H.) ferandianus (D’Ors.), Sılesites seranonis
(D’OrB.), Paracrioceras barremense (Kır.), P. denckmanni
(Koen.), P. stadtlaenderi (MuLLER), Audouliceras collignony
(Sark.), “Acanthodiscus” amadei (Unı.), Barremites stretto-
stoma MATH., Protetragonites crebrisulcatus (UHr.), Eulyto-
ceras phestum (MATH.), E. thetys D’ORß. etc.
3. The Zone of Heteroceras astieri-Imerites favrei
This zone is comparatively well represented in Western
Georgia and Turkmenistan (Kopetdag, Tuarkir, Great and
Minor Balkhans) and its base is defined by the firstappearance
of genera /merites, Eristavia, Argvethites and Colchidites.
These genera, together with the Heteroceras, Barremites,
Protetragonites and Phyllopachyceras, are characteristic of
this zone.
Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone divides into two
subzones: /merites girandi and Colchidites securiformis.
The /merites girandi Subzone is characterised by the fol-
lowing ammonite species complex: /merites girandıi girandi
Kır., /. girandi multicostatus Tovs., I. girandi angulicostata
Tovs., /. favrei Rouch., I. sparcicostatus ROUCH., Eristavia
trishiensis Kakag.,E. dichotoma (Erıst.), Heteroceras astierı
D’ORrB., A. bifurcatum D’Ors., Argvethites raricostatus Ka-
KaB., A. lashensis Rouch., Colchidites kutatissiensis Kakas.,
C. leenhardti Kır., Costidiscus recticostatus D’Ors., Hemi-
hoplites (Hemihoplites) khwamliensis Rouch., Protetragoni-
tes crebrisulcatus Unr., “Acanthodiscus” amadei (Unr.)
Phyllopachyceras infundibulum D’Ors. etc.
From this subzone the following species pass into the next
Colchidites securiformis Subzone: Heteroceras astıeri
D’OrB., Argvethites lashensis ROUCH., Imerites favrei
RoucH., I. sparcicostatus ROUCH., Eristavia dichotoma
(Erısr.), Hemihoplites (H.) khwamliensis Rouch., Protetra-
gonites crebrisulcatus Unr., “Acanthodiscus” amadei (Unr.),
Costidiscus recticostatus D’OrB., Phyllopachyceras infundibu-
lum D’Orß. etc.
The Colchtdites securiformis Subzone, in its turn, is clearly
distinguished by the first appearance of genera Paraimerites,
Pseudocrioceras and by the aboundance of the various species
of the genera Heteroceras, Argvethites and Colchidites.
Besides the above mentioned transitive species, for the Co/-
chidites securiformis Subzone namely the following species
(or subspecies) are characteristic: Colchidites securiformis
Sım., Bac. et Sor., C. shaoriensis Djan., C. ratshensis rats-
504
hensis RoucH., C. ratshensis kopetdaghensis Tovs., C. sara-
sinı RoucH., C. sp., Heteroceras elegans RoucnH., H. vermi-
forme Rouch., H. sp., Argvethites minor Rouch., A. bal-
Kakap,., densecostatus (REnNG.),
P. tsholashensis tsholashensis (Rouch.), P. tsholashensis bal-
chanicus Kakap., P. sp., Costidiscus microcostatus Sım., Bac.
chanicus Paraimerites
et Sor., Audonliceras tzotnei (RoucH.), Eulytoceras rossi
Par., Euphylloceras thetys D’Ore., E. morelli D’Ors., Phyl-
lopachyceras infundibulum v’Ors., Ph. baborense Con.,
„„Acrioceras“ furcatum D’ORB. etc.
4. The Zone of Turkmeniceras turkmenicum-Matbheronites
rıdzewskyi
This uppermost Barremian zone is well characterised by the
leading ammonite species in Turkmenistan (Kopetdag, Tuar-
kir, Great and Minor Balkhans) and in Daghestan. But, even
in these regions the beds corresponding to this zone are com-
paratively poor in ammonites. The following species (or sub-
species) are found in this zone: Turkmeniceras turkmenicum
turkmenicum Tovs., T. turkmenicum longicostata Tovs.,
T. geokderense Tovs., T. rarecostatum Bocn., T. tumidum
Bocp., Hemihoplites (Matheronites) rıdzewskyi Kar., H.
(M.) trispinosus (Korn), H. (M.) brevispinus (Koen.), H.
(Hemihoplites) turkmenicus (Lurr.), H. (H.) brevicostatus
(Bocop.), „„ Acrioceras“ furcatum D’Ors. This zone marks the
top of the Upper Barremian of the South of the USSR (Tovsı-
na, 1963, BoGDanova, 1971, KAKABADZE, 1981) and the base
of the next Lower Aptian deposits is defined by the first ap-
pearance of the typical representatives of the Deshayesitidae.
DISCUSSION OE CORRELATION
HAUTERIVIAN
The lowermost Hauterivian zone, named by W. Kırıan
Hoplites (Acanthodiscus) radıatus-Leopoldia castellanensis,
was subdivided by J. Deseımas and J.-P. THıeuLov (1965)
into two zones: 1) Lyticoceras sp. (sp. 1) and 2) Acanthodis-
cus radıatus. But later, the beds with the Zyticoceras sp.
(sp. 1) were proved to belong to the Uppermost Valanginian
and hence the single Acanthodiscus radiatus Zone was defined
and the appearance of Acanthodiscus was taken to mark the
Valanginian/Hauterivian boundary (MoutLADE and THIEU-
Loy, 1967, THIEULOY, 1973).
In the South of the USSR (North Caucasus, Crimea), as it
was shown, the base of Hauterivian (i. e. the base of Acantho-
discus radiatus-Endemoceras ambligonium Zone) is also defi-
ned by the first appearance of Acanthodiscus, as well as of
Crioceratites, Saynella and Spitidiscus. Containning some ty-
pical Tethyan species, this zone is close to the “standart” ra-
diatus zone. The existance in both regions of the following
species: Acanthodiscus radıatus radıatus Bruc., Leopoldia
leopoldiana D’Ors., L. castellanensis castellanensis D’ORrb.,
L. bargamensis Kır. and Oosterella cultrata D’Ors., is of
great importance for their correlation.
On the other hand, it is very important that Endemoceras
ambligonium Neum. et UHr. occurs together with the above
mentioned ammonite species of the lowermost Hauterivian
Zone of the South of the USSR, being its second index-spe-
cies. In the North-West Europe (Northern Germany, Eng-
land) the Endemoceras amblıgonium is also the index-species
of the lowest Hauterivian Zone and, thus, the correlation of
the mentioned levels (zones) of these two regions is quite pos-
sible.
The second Crioceratites sablieri Zone of the South of the
USSR, as it was shown, is characterised by the abundance of
v u South-East France South of the USSR| Volga region Northern Germany England
eaIıam
+ >»
a| au) (KILIAN, 1910) |(THIEULOY, 1973 (this paper) (DRUSHTZITZ, 1966) (KEMPER, 1976) (RAWSON et al.,1978)
Cr. variabilis
P. angulicostata LER ak SS
catus
Hop. (N.?) P. mortilleti - Cr. discofalcatus - S. marginatus
& | angulicostatus Cr. discofalcatus | Sp. decheni | |
wi
N Pl. ligatus S.(Cr.) gottschei Cr. gottschei
* > IL —
z =
< Sp. speetonensis S.(M.) staffi M. speetonensis
= Sp. inversum -
= D. sayni Sub. sayni Sub. sayni
= Ba 5.(Sp.) inversum S. inversus
x Sp. subinversum
w - + —- — —— —+
E
- N. nodosoplicatusl
E. regale E. regale
< —
= x | © dwvali ol. jeannoti c. sablieri -
u = +
= c. loryi E. noricum E. noricum
o 1 1 -|
|
Hop. (A.) radiatus en A. radiatus - = E. amblygonium ERSRBTUSonZum
L. castellanensis E. ambligonium
Je
Table 1. Correlation of Hauterivian zonal schemes for the South of the USSR, South-East of France,
Volga region, Northern Germany and England.
the Tethyan ammonite species (Crioceratites duvali Lev.,
C. nolaninolanı Kır.,C. kıliani Sark.,C. sablieri Asr., Spi-
tidiscus incertus D’ORB. etc.) and it obviously corresponds to
the zones: 1) Crioceratites loryi, 2) Olcostephanus jeannoti
and 3) Neocomites nodosoplicatus in the “standart” scheme
by J.-P. ThıeuLoy (1973).
Asto the correlation of Crioceratites sablieri Zone with the
North-West European Lower Hauterivian synchronous de-
posites the data are still insufficient; in the Crzoceratites sa-
blieri Zone of the South of the USSR the typical Boreal spe-
cies are abscent and, hence, only by its stratigraphical position
it can be assumed that the Crioceratites sablieri Zone corres-
ponds to the Endemoceras noricum and Endemoceras regale
Zones of north Germany (see scheme E. Kemper, 1976) and
England (see scheme P. Rawson et al., 1978). In all these three
regions the correlate interval is situated between the Acan-
thodiscus radiatus — Endemoceras ambligonium Zone of the
South of the USSR or Endemoceras ambligonium Zone of
North Germany and England and Upper Hauterivian Spee-
toniceras inversum — Subsaynella sayni Zone of the South of
the USSR or Speetoniceras inversum Zone of North Ger-
many and England (table 1).
On the basis of the additional palaeontological and strati-
graphical data the Upper Hauterivian of the south-eastern
France was divided not into two (S. saynı and P. angulicos-
tata by W. Kırıan, 1910) but into the three zones: 1) Subsay-
nella sayni, 2) Plesiospitidiscus ligatus and 3) Pseudothur-
mannia angulicostata (MouLLADE, 1966, MoULLADE and
THIEULOY, 1967, THIEULOY, 1973).
In the other west European Mediterranian regions (Spain,
Majorca, Bulgaria, Romania etc.), as well as in the South of
the USSR the similar subdivision of the Upper Hauterivian is
not possible.
As to the zonal correlation with the “standart” region, we
can assume the data of the previous authors that Speetoniceras
inversum — Subsaynella saynı Zone of the South of the USSR
corresponds to the “standart” Subsaynella saynı Zone. On
the other hand we consider that the next uppermost Hauteri-
vian Psendothurmannia mortilleti— Craspedodiscus discofal-
catus Zone of the South of the USSR corresponds to the two
“standart” Plesiospitidiscus lıgatus and Psendothurmannia
angulicostata Zones (KAKABADZE, 1981). It is remarkable, that
the leading species (in the “standart” region), such as Plesio-
spitidiscus ligatus D’Orß. is noted by V. L. Ecoran from the
uppermost Hauterivian of the north-western Caucasus toge-
ther with the Pseudothurmannia “angulicostata”” D’ORB.,
Craspedodiscus discofalcatus Lan., Simbirskites decheni
Lan., etc., but unfortunatly the exact stratigraphical position
of P. ligatus D’Ors. is not known.
As to zonal correlation of the Upper Hauterivian of the
South of the USSR and some typical Boreal regions (North
Germany, England, Volga region) first of all it must be noted
that in the late Hauterivian the ammonite migration process,
especially their progressing from north to south was rather in-
tensified. The typical Boreal genera such as Speetoniceras,
Craspedodiscus and Simbirskites were spread not only in the
North Caucasus, but in the Transcaucasian regions as well.
Thus, existance of the mixed ammonite fauna in the Upper
Hauterivian of the South of the USSR (see above) allow to
conclude the following: the lower Speetoniceras inversum —
505
Subsaynella saynı Zone of the South of the USSR in all prob-
ability, corresponds to the two Upper Hauterivian inversum
and staffı Zones of North Germany and to the inversum and
speetonesis Zones of North.-East England, as well as to the
Speetoniceras versicolor-S. subinversum and S. speetonensis
Zones of the Volga region.
The uppermost Hauterivian Pseudothurmannia mortille-
ti-Craspedodiscus discofalcatus Zone of the South of the
USSR comprises both Tethyan (Pseudothurmannia (Pseudo-
thurmannia) mortilleti Pıcr. et Lor., P. (P.) psendomalbosi
SAR. et SCHÖND., P. (P.) renevieri SaRr. et SCHÖND., Crzocera-
tites duvali Lev. etc.) and Boreal (Craspedodiscus discofalca-
tus LaH., Simbirskites kowalewskyi M. Pavı.,S. umbonatus
Lan.,S. decheni Lan. etc.) forms (species). It is remarkable
that Craspedodiscus discofalcatus in the North Germany also
is the index-species of the uppermost Hauterivian zone,
where it occurs together with 5. kowalewskyi M. Pavı.
In the Volga region the uppermost Hauterivian Craspedo-
discus discofalcatus-Speetoniceras decheni Zone also contains
(besides the mentioned index-species) the following species:
common with the uppermost Hauterivian zone ofthe Cauca-
sus S. umbonatus Lan., C. speetonense JounG. et BırD.,
C. phillips Neum. et Unr. etc.
Taking into account the mentioned data the correlation of
the Psendothurmannia mortilleti-Craspedodiscus discofalca-
tus Zone of the South of the USSR with the Craspedodiscus
discofalcatus-Speetoniceras decheni of the Volga region, as
well as with the two Simbirskites (Craspedodiscus) gottschei
and $. (Cr.) discofalcatus Zones of North Germany is quite
permissible (see table 1). The latter two zones, for their part,
as it was shown by H. Immer (1979), correlates with the three
uppermost Hauterivian zones: Cr. gottschei, S. marginatus
and Cr. variabilis of England. As to the Cr. varıabilis Zone
of England, it (and the upper part ofthe German Cr. discofal-
catus Zone) is suggested to be the lowest Barremian by
E. Kemper et al. (1981). This suggestion was based only on
the occurrence at Speeton of Crioceratites (Paracrioceras)
spathi atthe base of the Simbirskites variabilis Zone. The no-
ted species is not known outside of England and, as it is noted
by E. Kemper et al. (1981), it really shows the great resem-
blance with the C. thiollieri (Asr.). As ıt has been lately pro-
ved the latter species appears not from the lowest Barremian,
but from the late Hauterivian (see THOMEL, 1964, IMMEL,
1978). Taking into account these data we consider that till ad-
ditional (supplementary) new palaeontological and stratigra-
phical information will be obtained the $. varabılıs Zone of
England (as well asthe C. discofalcatus Zone of North Ger-
many) must be left in the Upper Hauterivian (table 1).
BARREMIAN
When comparing the lower Barremian ammonite comple-
xes of the South of the USSR and South-East of France it be-
comes evident that both of them are characterised by the flou-
rishing of the following genera: Holcodiscus, Pulchellia, Bar-
remites, Hamulina etc. Besides, there appear some new spe-
cies of the following transitive genera: Spitidiscus, Criocerati-
tes, Acrioceras, Euphylloceras.
506
Bat South-East France South of the USSR Northern Germany
al au no _—— — — ee — 0.
aläh| (Kınıan, 1910) | (BUSNARDO, 1965) (this paper) (KOENEN, 1908) (KEMPER, 1976)
T C. aegoceras - Par. bidentatum -
| | cost. recti- z Ir T. turkmenicum- C. bidentatum Par. scalare
| costatus SapUzYSTenUm Math. ridzewskyi = — — = -
C. rude Sim. stolleyi
L_ Te — = = ) ER — Bl —ı
un fe}
a '
= & “| Colch. securiformis C. sparsicosta "C." spar-
A le Pu | sicosta
{>} al |
a Het. astieri- = 29 _—— - ve
a anum - U| Het. astieri ches C. pingue 7a
z| | © I A." innexum -
| >| M. yvani F "| I. giraudi A. innexum
<| 7} er a mind Eee Sim. pingue
_ 23 A. costellatum
zZ | = zu u u = u
>| a - [01
w| Hem. feraudi zen-ssauller! C. denckmanni =| P. denckmanni
IE | seranonis a
= En = je on ——e— wen = [= =
[4 >}
<
= Pulch. com- | elegans P. elegans
| IF pressıssima I
[4 1
be 3
w | €. emerici - Al . ERS
“ ee 2 = | Holc. caillauds m = =uE
pressissima ee Denen c. fissicostatum "H." fissicostatum
oO | a | ASER ps 26 _
—| «| Holc. kiliani | C. rarocinctum 2 |
2 zu _ — {| "H." rarocinctum
c. strombecki
L L— = Be nn N ST
Table 2. Correlation of Barremian zonal schemes for the South of the USSR, South-East France and
Northern Germany.
Existance in both region of the same leading species such as
Holcodiscus gastaldı D’Ors., H. caillandi D’Ors., Spitidiscus
seunesi Kır.,S. fallacior CoQ., Crioceratites emerici Lev., Si-
lesites vulpes CoQ., Pulchellia cf. compressissima D’ORrs.,
P. galeata Buch. etc. allow to conclude that Holcodiscus cail-
laudi-Crioceratites emerici Zone of the South of the USSR
corresponds to the Crioceratites emerici-Pulchellia compres-
sissima Zone of south-east France in scheme by W. Kırıan
(1910) or to the both subzones of the Nicklesia pulchella Zone
(subzones: Holcodiscus kiliani and Pulchellia compressissi-
ma) in the scheme by R. Busnarno (1965) or to the Emerici-
ceras emerici Zone in the scheme by M. MoutrADe (1966).
More complicated is the correlation of the Lower Barre-
mian of Tethyan and Boreal regions. During the last 10 years
this problem was rediscussed in many special papers (Raw-
son, 1973, THıEULOY, 1973, IMMEL, 1979, Kemper et al., 1981,
Kakasanze, 1981). It is remarkable that there is not a single
same named Barremian zone in the areas under consideration
and, hence, the detailed zonal correlation becomes extremely
difficult. But, as it is presently proved (KAkasAanze, 1981),
mainly by means of some representatives of Crioceratitinae
the possibility exists of the mentioned zonal correlation. In
the North-West Caucasus within the lower Barremian Hol-
codiscus caillaudi Zone ammonite complex the Acrioceras
(Hoplocrioceras) fissicostatum (ROEM.) is mentioned by
V. L. Ecoran (1977) and in the upper part of the lower Bar-
remian (namely in Subpulchellia plana-Heinzia matura
Zone) of Georgia the Paracrioceras cf. elegans (KoEn.) was
indicated (KAKABADZE, 1981). These species in the similar stra-
tigraphical succession appear in the Barremian of north Ger-
many; A. (H.) fissicostatum is the index-species of the third
(from below) lower Barremian zone in the scheme by
A. Kornen (1908) or of the second zone in the scheme by
E. Kemper (1976). Unlike the A. Koenen’s scheme, E. Ken-
PER divides the Barremian not into two, but into three substa-
ges and the mentioned fissicostatus Zone crowns the Lower
Barremian. The second noted species Paracrioceras elegans is
also the index-species of the E. KoEnen’s upper zone of the
Lower Barremian or of the E. Kemper’s lowermost zone of
Middle Barremian. These data allow to propose that the Lo-
wer Barremian Holcodiscus caıllaudi-Crioceratites emerici
Zone of the South of the USSR corresponds to the Criocerati-
tes strombecki, Crioceratites rarocinctus, Crioceratites, fissi-
costatus and Crioceratites elegans Zones of A. KOENEN’s
(1908) scheme or “ Hoplocrioceras” rarocinctum, “Hoplocrio-
ceras” fissicostatum and Paracrioceras elegans Zones of
E. Kemper’s (1976) scheme (table 2).
More complicated is the correlation problem of the Upper
Barremian. As it is well known, in the “standart” Upper Bar-
remian region there is only one Sılesites seranonis Zone, with
the three subzones (Hemihoplites ferandi, Heteroceras astieri
and Leptoceras puzosianum) (BusnarDo, 1965). As it was
shown above, there is amore detailed Upper Barremian zonal
scheme in the South ofthe USSR. The presence of Paracrioce-
ras barremense Kır., Hemihoplites (Hemihoplites) sonlieri
(Marn.), H. (H.) ferandianus (D’Ors), Audouliceras colli-
gnoni (SarK.) and Barremites strettostoma MATH. at the base
of the Upper Barremian of these comparable regions allow to
conclude that the “standart” Hemihoplites feraudi subzone
corresponds to the Hemihoplites soulieri-?Silesites seranonis
Zone of the South of the USSR.
The second “standart” Heteroceras astieri Subzone corre-
lates with the both subzones (Imerites girandi and Colchidi-
tes securiformis) of the Heteroceras astieri-Imerites favrei
Zone. As it was shown above, this level is characterised by the
aboundance of Heteroceratidae, among which the Heteroce-
ras astieri D’Ors., H. bifurcatum D’Ors., Imerites girandi
Kır., /. favrei Rouch., Colchidites emerici emerici D’ORB,.,
C. Leenhardti Kır. and C. kakhadzei RouchH. are met in
both regions.
The uppermost Turkmeniceras turkmenicum-Matbheroni-
tes ridzewskyi Zone is correlated with the “standart” Lepto-
ceras puzosianum Subzone taking into account their strati-
graphical position.
As to the Upper Barremian correlation of the South of the
USSR and North Germany, first of all it must be noted that
the migration process of ammonite species continuated
mostly from the Boreal area southward and, hence, in the
Upper Barremian ofthe South of the USSR there are some ty-
pical Boreal elements (mostly Ancyloceratids).
In the lowermost Upper Barremian zone of Western Geor-
gia (Hemihoplites soulieri-Paracrioceras barremense) the two
Boreal species — Paracrioceras denkmanni (MüıLer) and
P. stadtlaenderi (MüLLEr) were found (KakaBanze, 1981),
and it is remarkable that in North Germany above the Para-
crioceras elegans Zone namely Paracrioceras denkmanni
Zone is established. On the same level the other mentioned
species P. stadlaenderi (MuLLrr) was also found.
The second Upper Barremian Heteroceras astieri-Imerites
favrei Zone of the South ofthe USSR does not contain the ty-
pical Boreal elements and, hence, it is still impossible to esta-
blish its correlative horizon by the ammonite fauna; in this
case their stratigraphical position is of primary importance
(see table 2).
In contrast to the Heteroceras astieri-Imerites favrei Zone,
the uppermost Barremian Turkmeniceras turkmenicum-Ma-
theronites ridzewskyi Zone of the South of the USSR contains
507
some Boreal ammonite species, namely: Hemihoplites (Ma-
theronites) brevispinus (Korn.) and H. (M.) trispinosus
(Koen.). As it is evident now, in North Germany they were
collected from the Crioceratites rude Zone by A. KoENEN
(1908). Taking into account the mentioned palaeontological
and stratigraphical data we can conditionally correlate Turk-
meniceras turkmenicum — Matheronites ridzewskyi Zone of
the South of the USSR with the two uppermost Barremian
zones (C. rude und C. aegoceras — C. bidentatum) of
North Germany (see table 2). In both regions immediately ab-
ove these levels the first typical representatives of the Des-
hayesitidae appear, pointing out the beginning of the Lower
Aptian Stage.
ACKNOWLEDGEMENTS
I am grateful to Prof. Dr. JOST WIEDMANN for many fruitfull dis-
cussions and for giving me opportunity to examine the Lower Creta-
ceous ammonite collection from the various Museums of Germany
during my research fellowship, which was supported through the
Alexander von Humboldt Foundation.
REEERENGEES
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| Züteliann | 10 | 509-514 Ren j0l1083 ISSN 0373 - 9627
509
Barremian ammonite zonation in the Carpathian area
EMIL AVRAM*)
With 1 table
ABSTRACT
The Romanian rich ammonitic material collected from the
Barremian stage interval allowed to propose a more detailed
zonal scheme, as follows:
Lower Barremian:
1. Pseudothurmannia picteti zone (range zone), with
P. pseudomalbosi and P. belimelensis only in its lower
partand with P. angulicostata and P. catulloi in its upper
part.
2. Holcodiscus caillaudianus zone (range zone), comprising
two subzones:
a) with Pulchellia changarnieri
b) with Pulchellia compressissima,
the latter having in its whole interval numerous Zepto-
ceras and, at the top, a level with Torcapella suessi.
Upper Barremian
3. Silesites seranonis zone (partial range zone) with four sub-
zones:
a) with Heinzia provincalis, having a thin level with An-
cyloceras mojsisovici in its upper part
b) with “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi
c) with /merites giraudi and Eristavia dichotoma
d) unnamed, at the top of the Barremian interval (but ha-
ving representatives of Parancyloceras ? sp. as the only
possible index fossil).
The Pseudothurmanniapicteti zone is considered to belong
to the Barremian stage because its base is an important evolu-
tionary threshold by the first apparition of the genera Pseudo-
thurmannia, Paraspiticeras and Psilotissotia.
The Barremian-Aptian boundary is accepted to be at the le-
vel where, together with the last specimens of Silesites serano-
nis, the appearance of Pseudohaploceras matheroni and also
of the first representatives of the genus Neohibolites was re-
corded.
KURZFASSUNG
Reiche Ammonitenfunde im Barreme Rumäniens erlauben
den Vorschlag einer detaillierten Zonengliederung:
Unter-Barreme:
1. Pseudothurmannia picteti Zone (Range-Zone)
mit P. pseudomalbosi und P. belimelensis nur im unteren
Teil und mit P. angulicostata und P. catulloi im oberen
Teil.
2. Holcodiscus caillaudianus Zone (Range-Zone), mit2 Sub-
zonen:
a) mit Pulchellia changarnieri;
b) mit Pulchellia compressissima;
letztere enthält zahlreiche Vertreter von Leptoceras und
im oberen Teil eine Lage mit Torcapella suessi.
*) E. AvRAM, Institute of Geology and Geophysics, str. Caransebes
nr. 1, Bucuresti, 78344, Romania.
Ober-Barreme:
3. Sulesites seranonis Zone (Partial Range Zone) mit.4 Subzo-
nen:
a) mit Heinzia provincialis, im oberen Teil mit einer dün-
nen Lage mit Ancyloceras mojsisovici;
b) mit “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi;
c) mit Imerites girandi und Eristavia dichotoma;
d) unbenannt, im obersten Teil des Barreme, mit Vertre-
tern von Parancyloceras? sp. als den einzigen mögli-
chen Indexfossilien.
Die Pseudothurmannia picteti Zone wird in die Barreme-
Stufe gestellt, da sich im unteren Teil dieser Zone wichtige
Entwicklungsschritte vollziehen durch das Ersterscheinen
der Gattungen Pseudothurmannia, Paraspiticeras und Psilo-
tissotia.
Die Grenze Barreme-Apt wird unter der Lage mit den letz-
ten Formen von Silesites seranonis, dem Erscheinen von
Pseudohaploceras matheroni und den ersten Vertretern der
Gattung Neohibolites fixiert.
510
INTRODUCTION
The Romanian outcrops of the Lower Cretaceous deposits
are the richest in ammonites within the Barremian stage inter-
val. The main fossiliferous areas at this level are already well
known: Dimbovicioara Couloir in the southern part of the
East Carpathians and Svinitsa region, on the Danube, in Ba-
nat (SW Romanıa). Besides them, there are some others in the
inner part ofthe Carpathıan flysh: Prahova, Doftana and Tir-
lung valleys, Baraolt Mts., etc., where the Barremian deposits
offered also useful data for a discussion about the ammonite
assemblages at various levels of this stage.
Some paleontological or biostratigraphical studies about
the Barremian deposits from these regions are published:
TıETZE (1872), Sımiongscu (1898), Vapasz (1911), Kıss (1911),
Oncezscu (1943), RAıLEANU (1953), STEFÄNESCU, AVRAM &
STEFANESCU (1965), ParruLius (1952, 1969), Kusko & Savu
(1970), ParruLius & Avram (1976), Avram (1976, 1980); other
ones are now in preparation.
These studies, especially the recent ones, allowed to pro-
pose a more detailed ammonite zonation of the Barremian
stage, partly different from the others published in the last
years (BUSNARDO, 1965; DiMITROVA, 1966; KOTETISHVIL1, 1970;
BrEsKoOvsKI, 1973; VERMEULEN, 1974; DRUSHCHITS & GORBA-
CHIK, 1978; VASICEK, 1979).
1. THE LOWER AND UPPER BOUNDARIES OF THE BARREMIAN STAGE
In spite of the general acception of the Hauterivian-Barre-
mian boundary at the top of the Pseudothurmannia zone,
there are some recent authors (DrusHcHITs, 1960; PATRULIUS,
1969; BrEskovskı, 1973; PATRuLIUS & AvraMm, 1976, AvRAM,
1976 and, partly, LAreyre & THomEL, 1974) which include
this zone in Barremian, thus coming back to the first deffini-
tion of the stage (CoQuAnD, 1861).
We consider also this point of view to be more acceptable,
based on two facts:
1. The first apparition at this level of the genera Psendothur-
mannia, Psılotissotia and Paraspiticeras (first representa-
tives of the family Hemihoplitidae, Pulchelliidae and
Dowuvilleiceratidae), then on a remarquable evolutionary
threshold in the ammonite evolution.
2. The existence of the typical specimens of Crioceratites
emerici L£v. (one of the first index fossils of the Lower
Barremian) below the first beds with Pseudothurmannia.
It is to notice that the same association: Pseudothurmannia
— Paraspiticeras - Crioceratites emerici was found in Bulgaria
by Breskovskı (1973) and that Lareyre & THoMEL (1974) re-
cognised in the beds with Pseudothurmannia angulicostata
(d’Ore.) also Crioceratites emerici and Psilotissotia favrei
(OOSTER).
The upper boundary of the Barremian stage is very difficult
to establish in Romania because at this level the ammonitic as-
semblage is very poor. In these conditions we consider this
boundary as in France (BusnArDo, 1965; FABRE-TaxY et al.,
1965; MouıLaDe, 1966), immediately under the first level
with Psendohaploceras matheroni (d’Ors.) and Procheloni-
ceras spp. Between this level and that with the first Deshayesi-
tes there is (as in France, too), a relatively thick sequence of
strata wherein the only evolutionary feature is the first appari-
tion of the genus Neohibolites (fide ParruLius & Avram,
1976).
2. IHE BARREMIAN AMMONITE ZONATION IN ROMANIA
The here below proposed zonation is mainly based by the
data obtained in Dimbovicioara Couloir (ParkuLius & Av-
RAM, 1976, revised) and Svinitsa region (Avram, 1976, revi-
sed), where the rich ammonite fauna was collected bed by bed
through the whole Barremian set of deposits. Three zones,
two of them devided into 2 and, respectively, 4 subzones were
ıdentified, as follows:
1. Psendothurmannia picteti zone (range zone), in Svinitsa
region characterised by a rich assemblage, has Psendothur-
mannia picteti SARKAR within its whole interval, Pseudo-
thurmannia cf. psendomalbosi (Sar. & SCHöND.) and P. cf.
belimelensis Dimitrova only in its lower part, and Psendo-
thurmannia cf. angulicostata (d’Ore.), P. catulloi (Paro-
nA), P. biassalensis Dimitrova only in its upper part. In Dim-
bovicioara Couloir werecognised Psendothurmannia cf. pic-
teti, P. aff. mortilleti (Pıcr. & Lor.) and P. grandis Busn.,
without any possibility for a subzonation. The other species
of the zone are: Hamulina astieriana d’Ors., H. cf. alpına
d’Ore., Psilotissotia favrei (OOSTER), Paraspiticeras gneri-
nianum (d’Ors.), P. pachycyclum (UHuis), many Phyllopa-
chyceras spp., Protetragonites crebrisulcatus (UHuic), Mel-
chiorites spp., etc. and, only at the base, Acrioceras seringei
(AsTıEer) and Paraspinoceras pulcherrimum (d’Ore.).
2. Holcodiscus caillaudianus zone (range zone) is compri-
sing the largest part of the Lower Barremian and within its in-
terval there are two subzones:
a) Pulchellia changarnieri subzone, with Lytoceras pueza-
num Hauc, Hamulina astieriana , H. cf. alpina, Criocerati-
tes ex gr. emerici Lev., Spitidiscus vandeckü (d’Ors.),
S. oosteri (Sar. & SCHOönD.), Holcodiscus caillandianus
(d’Ors.), Pstlotissotia favrei (its last apparition, only in Svi-
nitsa), Pulchellia changarnieri Sayn, Subpulchellia sanvage-
ani (Herm.), Nicklesia aff. karsteni (Unuis), Silesites ?con-
cretus Kar.
b) Pulchellia compressissima subzone is comprising also
Holcodiscus caillaudianus besides Leptoceras spp. (some new
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I —
Lytoceras puezanum
Eulytoceras phestum
Frotetragonites crebrisulcatus
Costidiscus
Costidiscus
Costidiscus
Costidiscus
Costidiscus
recticostatus
srebenianus
olcostephanoides
aff.nodosostriatus
cf.rakusi
Costidiscus
Crioceratites ex
"Crioceratites"cf
"Crioceratites"cf
Parancyloceras ?
Leptoceras spp.
Ancyloceras mojsi
Ancyloceras vande
Imerites giraudi
Pseudothurmannia
Pseudothurmannia
Pseudothurmannia
Pseudothurmannia
Pseudothurmannia
Pseudothurmannia
tardus
Macroscaphites yvani
Macroscaphites binodosus
Macroscaphites tirolensis
Crioceratites emerici
gr.emerici
.barremense
.orbignyi
Sp.
sovici
nheckii
Eristavia dichotoma
pseudomalbosi
belimelensis
picteti
ef.catulloi
biassalensis
cf.angulicostata
Hamulina astieriana
Torcapella suessi
Barremites strettostoma
Pseudohaploceras tachthaliae
Pseudohaploceras portaeferreae
Pseudohaploceras matheroni
Holcodiscus caillaudianus
Holcodiscus geronimae
Holcodiscus geronimaeformis
Holcodiscus diversecostatus
Spitidiscus hugii
Spitidiscus oosteri
Spitidiscus seunesi
Spitidiscus vandeckii
Silesites (S.)seranonis
Silesites (S.)trajani
Silesites vulpes
Silesites?spp.ex gr.S5.? ee
Psilotissotia favrei
Pulchellia changarnieri
Pulchellia compressissima
Subpulchellia spp.
Heinzia provincialis
Heinzia ? subcaicedi
Carstenia lindigi
Paraspiticeras guerinianum
Paraspiticeras pachycyclum
Procheloniceras spp.
Table 1. Ranges of the main Barremian ammonite species in the Carpathian area.
species and Z. pumilum Unuic, L. subtile Unui), Eolepto-
ceras (E.) wrighti Man., Hemibaculites aff. zaharievae
Man., Anahamulina cf. subcylindrica (d’Ors.), A. cf. sıle-
siaca (Unuic), Dissimilites trinodosus (d’Ors.), Melchiorites
aff. blayaci (Kır.), M. tenuicinctus (Sar. & SCHÖND.), M.
aff. fallaciosus (Kır.), M. cassidoides (Unuis), M. uhligi
(Haus), M. aff. rumanum (Kır.), Holcodiscus perezianus
(d’Ore.), H. geronimae (Heruite), H. geronimaeformis
Tzankov, H. diversecostatus (CoQ.), H. cf. gastaldınus UH-
LıG (non d’Ors.), H. ziczac Kar., Spitidiscus oosteri (SAR. &
SCHOÖND.), S. seunesi (Kır.), S. cf. vandeckii (d’Or».), Sılesi-
tes vulpes (CoQ.) which appears in this interval, Silesites ? ex
gr. sulcistriatus Kar.-tenuis Kar., Pulchellia compressissima
(d’Or».), Subpulchellia sp. and Phyllopachyceras spp., Hol-
cophylloceras spp. Lytoceras spp., Protetragonites crebrisul-
catus (UHL.), etc. Near the top of this assemblage sequence of
strata, in Dimbovicioara Couloıir is located a level with many
specimens of Torcapella suessi (Sım.) (PATRULIUS & AvRrAMm,
1976).
3. Sılesites seranonis zone (Partial range zone, because the
index species occurs also above its top, in the beds with Psex-
dohaploceras matheroni (d’Ore.), Procheloniceras spp.,
Neobhibolites spp. and even with Deshayesites). This zone is
divisible in four subzones, as follows:
a) Heinzia provincialis subzone, characterised by the pul-
chelliids of the Heinzia group: Heinzia provincialıs
(d’Ore.), H. galeatoides (Karsr.), H.? subcaicedi (Sayn),
H. (Carstenia) lindigi (Karsr.) and also by Eulytoceras phes-
tum (MATH.) (from the base), Costidiscus recticostatus
(d’Ore.) (from the base), C. aff. nodosostriatus UHLis, Ma-
croscaphites tirolensis UHLis, Ancyloceras vandenhecku
AsTIER, A. mojsisovici Haus (in its upper part, only), Ana-
hamulına cf. subcylindrica (d’Ors.), A. ? cf. silesiaca (UH-
L1G), Barremites strettostoma (UHuis), Melchiorites aff. nab-
dalsa (CoQ.), Sılesites (S.) seranonis (d’Ors.) (from the base),
5. (S.) trajani (TiEtzE), S. vnlpes (CoQ.) and, at the top, Li-
thancylus cf. tirolensis Casey, besides Phyllopachyceras, Hol-
cophylloceras, Protetragonites, etc.
b) “Crioceratites” ex gr. barremense-orbignyi subzone,
very well characterised in Svinitsa region contains Costidiscus
recticostatus (d’ORrB.),C. cf.rakusi UHLiG, C. tardus Avram,
C. aff. nodosostriatus UnHuis, C. grebenianus (TietzE), Ma-
croscaphites yvanı (Puzos), M. binodosus Unuic, M. tirolen-
sis UnHLis, Anahamulına boutini (CoQ.) MATH., A. ? cf. sile-
siaca (UHLiG), Ancyloceras vandenheckii Asr., Dissimilites
trinodosus (d’Ors.), “Crioceratites” cf. barremense (Kır..),
“C.” cf. orbignyi (MATH.), Barremites strettostoma, Mel-
chiorites aff.nabdalsa, M. ex gr. melchioris (Tıerze), Pseudo-
haploceras tachthaliae (TıETzE), Silesites (S.) seranonis, S. (S.)
trajanı, S. vulpes, S. ? ex gr. sulcistriatus-tennis, Subpulchel-
lia sp. and also numerous Phyllopachyceras, Holcophylloce-
ras, Hypophylloceras and Lytoceras, Eulytoceras, Protetra-
gonites.
c) Imerites girandi and Eristavia dichotoma subzone con-
tains a relative homogenous assemblage in both the Svinitsa
and Dimbovicioara regions: Costidiscus recticostatus, C. ol-
costephanoides UHLic, Macroscaphites yvani, Anahamulina
boutini, Dissimilites sp., Ancyloceras cf. vandenheckü, Ime-
rites girandi (Kır.), I. girandi multicostatus Tovsına, Erista-
via dichotoma (Erıstavı), Argvethites cf. lashensis RoucH.,
Melchiorites ex gr. melchioris, Psendohaploceras tachthaliae
(Tıetze), P. portaeferreae (Tietze) and various Phyllopachy-
ceras, Holcophylloceras, Eulytoceras, Protetragonites, etc.
d) The last sequence, some 10 mthick, situated atthe top of
the Upper Barremian offered a very poor ammonite assem-
blage, from which only Parancyloceras ? sp. is more inter-
esting as a possible index species (a species with lateral view of
“Leptoceras” puzosianum d’Ors. but with tabulate ventrum
and ventrolateral small tubercles, like Parancyloceras biden-
tatum |v. KoENEN)).
3.ZONAL ASSIGNEMENTS OF THE MOST FOSSILIFEROUS BARREMIAN
EAST CARPATHIAN FLYSH DEPOSITS
There are only three lithological units in the East Carpa-
thian flysh which offered till now numerous ammonites of
Barremian age: Comarnic formation and the lower member of
the Piscu cu Brazi formation, in the southern part of the Car-
pathian Bend, and also the lower member of the Bistra forma-
tion, in the northern part of the Carpathian Bend.
The Comarnic formation (MrazEk, PoPpEscu-VOITESTI &
Macovrı, 1912, emend MurGEANU, 1934) is containing nume-
rous Barremıan ammonites in the Prahova, Doftana and Tir-
lung valleys. Its lower member (Valea Musitei member — Av-
RAM, 1980) is comprising Upper Hauterivian and Lower Bar-
remian ammonitic assemblages, the latter consisting in Eolep-
toceras (E.) cf. parvulum (Unuic), Reboulites aff. gouxi
(Sayn), Pstlotissotia malladae (Nickı£s), etc., on the Doftana
valley, and in Lytoceras densifimbriatum UHuiG, Leptoceras
sp., Eoleptoceras (E.) cf. parvulum (UnuiG), Karsteniceras
aff. beyrichi (Karsr.), Holcodiscus sp. aff. H. nicklesi Kar.,
Pulchellia aff. changarnieri Sayn, P. schlumbergeri Nıickıts,
Nicklesia aff. pulchella (d’Ors.), Melchiorites ? cf. comp-
sense (Kır.), on the Tirlung valley (Avram, 1976, 1980). Al-
most all these species are characteristic of the upper subzone
ofthe Holcodiscus caillaundianus zone; only Psilotissotia mal-
ladae and Pulchellia aff. changarnieri are arguments for the
presence of its lower subzone.
The upper member of the Comarnic formation (Plaiul Sir-
nei member — Avram, 1980) contains in ıts lowermost level,
which ıs lithologicaly very characteristic, an ammonitic as-
semblage proper to the last subzone of the Lower Barremian:
Karsteniceras beyrichi, Anahamulına fumisugia (HoH.) UH-
LıG, Barremites difficılis (d’Ors.), Sılesites vulpes (CoQ.),
Pulchellia cf. compressissima (d.’Ore.), P. schlumberger:,
etc., inthe Prahova valley (STEFANESCU, AVRAM & STEFÄNESCU,
1965; Parruuius, 1969) and Karsteniceras aff. beyricht, Mou-
toniceras sp., Dissimilites dissimilis (d’Ors.), Holcodiscus
sp., Silesites cf. vulpes, Pulchellia multicostata (RıEpEL), Sub-
pulchellia sanvageani (HERMITE), in the Doftana valley (Av-
RAM, 1976, 1980).
The same level, with marly calcareous shalles, offered a
transitional assemblage between Lower and Upper Barremian
ammonite assemblages, on the watershad between Ialomitsa
and Prahova valleys: Eulytoceras phestum (MATH.), E. rari-
cinctum (UHLiG), Leptoceras subtile UnLis, Anahamaulina sp.
ex gr. A. fumisugia (HoH.) UHLic, Ptychoceras sp., Acrioce-
ras sp., Barremites dıfficılis (d’Ors.) (ParruLius, 1952, 1969)
and Macroscaphites binodosus UHLiG (STEFÄNESCU, AVRAM &
STEFÄNESCU, 1965).
Upper Barremian ammonites of the same member are rare
and do not permit to identify their zonal assignement: Holco-
phylloceras guettardi (Rasp.), Macroscaphites yvanı (Puzos),
in the Ialomitsa and Prahova valleys (STEFAnESCU, AvRAM &
STEFÄNESCU, 1965; ParruLius, 1969), Acrioceras silesiacum
(UHuic), A. cf. karsteni (HoH.) UHLic and Psendohaploceras
sp. aff. P. liptoviense (Unuis) in the Doftana valley (Avram,
1976, 1980).
The lower part of the Piscu cu Brazi formation: Purcäreni
member (Grär, 1969, 1975, emend Avram, 1980) from the
Tirlungu basın is also comprising some rich Barremian am-
monitic faunas: Leptoceras pumilum Uruic, L. subtile Un-
1LıG, Karsteniceras aff. beyrichi, Holcodiscus caillandianus
(d’Ore.), H. perezianus (d’Ors.), H. gastaldinus UHuiG
(non d’Ors.), Sılesites cf. vulpes, in the northern part of the
Tirlungu basin; Barremites aff. subdifficılis (Kar.), Psendo-
haploceras sp. aff. P. douvillei (FaLLor), Stlesites seranonis
(d’Ors.) on the watershad between Doftana and Tirlungu
bassins. The former assemblage shows the last subzone of the
Lower Barremian; the later belongs to the Upper Barremian,
without any possibility for a subzonal integration.
The “flyshoid horizon” (Kusko & Savu, 1970) of the Bistra
formation (MacovzEı & Aranasıu, 1934) offered in the Baraolt
Mts. a very rich ammonite fauna, identified for the first time
by Vapasz (1911) and Kıss (1911). This fauna, stricetly located
in the Pulchellia compressissima subzone is consisting of:
Leptoceras subtile, L. pumilum, L. cf. barnaense (RıEser),
Eoleptoceras (E.) aff. fragile (UnLic), Anahamulına aff. ho-
heneggeri (UHLıc), Acrioceras sp. aff. A. tabarelli (Asrıer),
Crioceratites aff. emerici Lev., Barremites cf. difficilis, Mel-
513
chiorites sp. aff. M. tennicinctus (Sar. & ScHönn.), Holcodis-
cus cf. caillaudianus, H. gastaldinus, A. irregnlaris Tzan-
kov, H. aff. nodosus Kar., Spitidiscus hugii (Ooster), S. cf.
oosteri (SAR. & SCHÖND.), S. andrussowi (Kar.), Silesites sp.
ex gr. S. vulpes, Silesites ? sp. aff. S.? sulcistriatus Kar.-S. ?
tenuis Kar., Pulchellia compressissima (d’Ors.), Subpulchel-
lia sauvageaui (Hermite), besides Phyllopachyceras spp.,
Holcophylloceras sp., Protetragonites sp., etc. It is remar-
quable also, the presence in this assemblage of some speci-
mens of Paraspinoceras (?) with a very thin ribbing of the
proversum, reminding Paraspinoceras pulcherrimum
(d’OrB.) (Avram & Kusko, 1982). The upper part of the same
formation offered till now only a few Upper Barremian-Lo-
wer Aptian species: Ptychoceras puzosianum d’Ors., Ma-
croscaphites yvani (Puzos), unsufficient for the zonal record
of its level of prelevation (Macoveı, 1954; Avram & Kusko,
1982).
As a conclusion of the above inventory, it is necessary to
emphasise thatthe ammonite assemblages from the Barremian
flysh deposits are rich only at the level of Pulchellia compres-
sissima subzone, at the top of the Lower Barremian. This is
the level where, above the lower member of the Comarnic
formation there were some regional changes in the lithology
of the Barremian deposits: from the upper member of the
Comarnic formation northward, to the lower member of the
Piscu cu Brazi formation and to the lower member of the Bi-
stra formation.
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nn u BE: München, 1.J011983 ISSN 0373 _0027
515
The biostratigraphy of Upper Albian —
Lower Cenomanian Aucellina in Europe
By
ADRIAN A. MORTER & CHRISTOPHER J. WOOD*)
With 3 text figures and 2 plates
INBSTERSAIGET
Upper Albian - Lower Cenomaniıan representatives of the
bivalve genus Aucellina in cored boreholes were studied in
eastern and southern England. Within the complex of taxa
conventionally grouped under the invalid name A. gryphae-
oides (J. de C. SowERBY non SEDGWICK), two morphoty-
pes/evolutionary lineages can be distinguished, analogous to
the pachti — cardissoides “pairs” in the inoceramid Sphenoce-
ramus. The gryphaeoides morphotype includes A. gryphae-
oides s. s. and sensu PoMPEcK], A. coguandiana (D’ORBIGNY)
and Paraucellina krasnopolskui. The uerpmannı morphotype
includes A. gryphaeoides sensu WOLLEMANN and A. uerp-
manni POLUTOFF, the latter being identified as the right valve
of the former taxon. Paraucellina is shown to be a junior sy-
nonym of Aucellina. A neotype for A. gryphaeoides, thetype
species of the genus Aucellina is proposed, and the age of its
stratum typicum, the Cambridge Greensand, is discussed.
Modifications of left valve shell ornament are shown to be of
biostratigraphical use, as is the progressive tendency for the
right valve umbo to become inflated. The biostratigraphy of
Aucellina ıs reviewed ın the context of nannofossil, foramini-
feral and ostracod zonation, and tentative correlations are
made between successions in England, north Germany and
Poland.
KURZFASSUNG
Aus Kernbohrungen des östlichen und südlichen Englands
stammende Vertreter der Muschelgattung Aucellina werden
aus dem Zeitabschnitt Ober-Alb bis Unter-Cenoman unter-
sucht. Innerhalb eines Formenkreises der bisher mit den nicht
gültigen Namen A. gryphaeoides (J. de C. SowErBY non
SepGwick) belegt wird, können zwei Morphotypen bzw.
Entwicklungslinien unterschieden werden, analog den beiden
Arten pachti und cardissoides bei der zu der Inoceramidae
zählender Gattung Sphenoceramus. Der gryphaeoides Mor-
photyp umfaßt A. gryphaeoides s. s. und sensu PoMPEcK],
A. coquandiana (D’OrBıcny) und Paraucellina krasnopolskui
Pavıov. Der uerpmanni Morphotyp schließt A. gryphaeoi-
des sensu WOLLEMANN und A. uerpmanni PoLUTOrF ein.
A. uerpmanni PoLuTorr wird als rechte Klappe von A. gry-
phaeoides sensu WOLLEMANN angesprochen. Paraucellina ist
ein jüngeres Synonym von Aucellina. Für A. gryphaeoides,
die Typusart der Gattung Aucellina, wird ein Neotyp vorge-
*) A. A. MORTER, C. J. WOoOD, Palaeontology Unit, Institute of
Geological Sciences, Exhibition Road, London SW7 2DE, Eng-
land. Published by permission of the Director, Institute of Geolo-
gical Sciences (NERC).
schlagen; das Alter des Stratum typicum, der Cambridge
Greensand, wird diskutiert. Veränderungen der Ornamente
der linken Klappe sind von biostratigraphischer Bedeutung
genauso wie die fortschreitende Wölbung des Wirbels der
rechten Klappe. Die biostratigraphische Reichweite von Au-
cellina wird in Zusammenhang mit den Nannofossil-, Fora-
miniferen- und Ostrakoden-Zonierungen überarbeitet, fer-
ner wird der Versuch unternommen, die Abfolgen in Eng-
land, N.-Deutschland und Polen zu korrelieren.
ACKNOWLEDGEMENTS
This paper could not have been written without the readiness of the
curators of the following museums and research institutes to allow us
access to Aucellina material in their care, particularly type and figu-
red specimens: British Museum (Natural History), London; Sedg-
wick Museum, Cambridge; St. Albans City Museum; Museum d’Hi-
stoire naturelle, Paris; Museum d’Histoire naturelle, Geneva; Musee
geologique de Lausanne; Museum für Naturkunde der Hum-
boldt-Universität zu Berlin; Geologisch-Paläont. Institut der Uni-
versität Hamburg; and the Bayerische Staatssammlung, Munich. To
our IGS colleagues notably Dr. A. W. MEDD for nannofossil deter-
minations and Mr. I. P. WILKINSON for work on ostracod biostrati-
graphy. We have benefitted considerably from discussion with col-
516
leagues in the BM(NH), notably R. CLEEVELY and Dr. N. MORRIS
who searched for the missing syntypes of Aucellina gryphaeoides;
Dr. H. G. Owen, who placed at our disposal unpublished informa-
tion on the Gault of Folkestone and was a continuing source of en-
couragement throughout; and E. F. OWEN, who kindly arranged to
have the SEM photographs taken by the SEM unit of the BM(NH).
Dr. E. KEMPER of the Bundesanstalt für Rohstoffe, Hannover, made
available the text of his Aucellina paper in advance of publication and
provided advice on the Bemeroder-Schichten, and the whereabouts
of WOLLEMANN’s Aucellina material. Dr. J. MUTTERLOSE, Techni-
sche Universität, Hannover, read the final text and contributed the
German Zusammenfassung. Figs land 2 were drawn by the Drawing
Office, Institute of Geological Sciences, the photographs were taken
by the Photographic Unit, IGS, and the paper is published by permis-
sion of the Director. To all these people we would like to express our
gratitude.
1. INTRODUCTION
The bivalve Aucellina is an important component of Apt-
ian and basal Albian faunas throughout Europe, at many ho-
rizons occurring in flood abundance to the virtual exclusion
of inoceramids. These early Cretaceous Aucellina include a
large number of species, which have been extensively review-
ed (e. g. Pavıov 1907, SokoLov 1923), most recently by Kem-
PER (in press). After occurring in profusion in the basal part of
the Lower Albian Zeymeriella tardefurcata Zone, notably
around Hannover, Aucellina disappears in the highest part of
the zone (Kemper, ibıd), and there are no unequivocal records
known to us from the Douvilleiceras mammillatum Zone, or
from the Middle Albian. This considerable gap in the Aucel-
lina record (and evolutionary history) appears to correspond
to a period of high-diversity ammonite-rich faunas, and in
particular to the range of the thin-shelled and morphologi-
cally analogous inoceramid Birostrina. With the dis-
appearance of Birostrina in European successions in the Hy-
steroceras varıcosum Subzone of the Upper Albian Mortoni-
ceras inflatum Zone, Aucellina reappears at or near the base
of the succeeding Callihoplites anritus Subzone, occurring in
flood abundance in the lower part of the Stoliczkaia dispar
Zone, and continuing into the basal part of the Cenomanıan.
Aucellina appears to die out towards the top of the Neostlin-
goceras carcitanense Zone, shortly before the point at which
Inoceramus crippsi MANTELL enters, locally in flood abundan-
ce, at the base of the succeeding Mantelliceras saxbüi Zone. It
is noteworthy that these Aucellina-rich uppermost Albian
and basal Cenomanian Gault and Chalk successions are
characterised by low diversity faunas in which both ammoni-
tes and inoceramids are very poorly represented, particularly
in the dispar Zone where only rare small very thin-shelled
inoceramids tentatively assigned to /. serotinus PERGAMENT
are present. Aucellina and inoceramids also appear to be mu-
tually exclusive in Upper Albian successions in New Zealand
and Australia (e. g. SpEDEn 1975; Raıne et al 1981).
The Upper Albian - Cenomanian Aucellina are usually
known by the invalid name A. [Avicula] gryphaeoides (J. de
C. Sowersy) ın Fırron, 1836, non Avicula gryphaeoides
Sepcwick, 1829, (= Psendomonotis speluncaria (SCHLOT-
HEIM), a Permian bivalve). More recently, and particularly
since the publication of the Treatise (1969), the name Aucel-
lına |Inoceramus] coquandiana, (D’Orsıcny), 1845, has ten-
ded to be used as a junior synonym of the invalid earlier name.
The correctness of this assumed synonymy is examined be-
low. A. gryphaeoides is the type species of the genus Aucelli-
na, by subsequent designation (Marwıck 1939), the original
author (Pomreck) 1901) having proposed two type species,
A. aptıiensis (D’OrBIGNnY) and A. gryphaeoides. A. gryphae-
oides has been wıdely interpreted by Continental workers,
the name being applied uncritically to almost any Aucellina of
appropriate (Late Albian - Cenomanian) age, to such an ex-
tentthattwo quite distinct morphotypeshavebeen unwitting-
ly figured, e. g. by Pomreckj (ibid) and by WOLLEMANN
(1902) respectively. In addition to this complex of forms in-
cluded in A. gryphaeoides, a number of other taxa have been
described from Upper Albian - Cenomanian successions in
Europe, such as A. werpmanni PoLUTOrF, 1933 from Poland
and the Russian species A. krasnopolskii (Pavıov), the type
species of the genus Paraucellina Pavıov, 1907.
The present paper describes an investigation of Albian —
Cenomanian Aucellina ın cored borehole and outcrop suc-
cessions in southern and eastern England, as aresult of which
it has proved possible (1) to rationalise the present plethora of
names and concepts applied, (2) to demonstrate the detailed
biostratigraphy of the lineage/lineages represented in the con-
text of macrofossil and microfossil zonation, (3) to demon-
strate stratigraphically significant changes in ornament,
which can be used in long-range correlation to distinguish
between Albian and Cenomanian successions.
2. COMMENTARY ON RELEVANT ALBIAN -
CENOMANIAN AUCELLINA TAXA
2.1 The type concept of Aucellina gryphaeoides (J. de C.
SOWERBY)
J. de C. Sowersy (in Fırron 1836), in describing Avicula
gryphaeoides, figured (Pl. 11) two specimens from his own
collection, neither of which can be found in the Sowery Col-
lection in the BM(NH). The original of figure 3a is a phospha-
tised left valve steinkern with some shell attached from the
Cambridge Greensand at the base of the Chalk in the Cam-
bridge area; aMS note with the original drawings (preserved
in IGS archives), states that “better specimens are in the Geol.
Society’s Museum”. This group of specimens (GSa
2326-2332) now in IGS, includes a steinkern (GSa 2329) with
some residual shell in the umbonal region that is particularly
well preserved, and comparable with the specimen figured:
see this paper, Pl. 1, Fig. 7. Fig. 3b depicts arıght valve (shell)
of a possibly unrelated form from the Upper Albian (presu-
med dispar Zone) greensand of Nurstead, Sussex.
The missing original of figure 3a was described as the typi-
cal form of the species by SokoLov (1923), but he did not for-
mally designate it as lectotype. The topotype steinkern GSa
2329 in the IGS Geol. Soc. Coll. has a shell characterised by
fine, close-set incised striae ın the umbonal region, an orna-
ment type described subsequently as “striate”’. A comparable
type ofornament is exhibited by a group of well preserved bi-
valved shelled topotypes in the Sedgwick Museum, Cambrid-
ge, including the specimens figured by Woops (1905); the best
of these, and possibly the best specimen yet known, SM
B21972 (Woops Pl. 10, fig. 6; this paper Pl. 1, fig.5), is here-
in selected as neotype of A. gryphaeoides, in the absence of
SOWERBY’s original specimen, and in view of the fact that
SOWERBY gave only an inadequate MS indication of the avail-
ability of potential syntypic material.
It must be emphasised, as discussed subsequently, that the
exact horizon and age of the neotype, as with any fossil from
the complex sedimentary unit comprising the Cambridge
Greensand, can never be known. It is not even certain whe-
ther the neotype is to be attributed to the dispar Zone at the
top of the Albian or to the basal part ofthe Cenomanian carcı-
tanense Zone, but it is unlikely to be older than this, to judge
from the type of ornament.
2.2 A. coquandiana (D’ORBIGNY), 1846.
D’Osıcny described his /noceramus coguandianus from a
single bivalved phosphatised steinkern with some shell pre-
served on the left valve umbo. This specimen, in the Museum
d’Histoire Naturelle, Paris, came from an unspecified hori-
zon in the Albian of Escragnolles (Var) France [Clar in D’Or-
BIGNY (1850)], and exhibits a style of preservation and orna-
ment type comparable with A. gryphaeoides from the Cam-
bridge Greensand. It cannot, however, be matched with any
Cambridge Greensand specimen with this ornament type,
differing particularly in the narrow right valve with its straight
posterior margin and less inflated umbonal region. The
assumed identity of A. coguandiana and A. gryphaeoides is
open to question, and it is possible that the former is a related
form of the gryphaeoides group, characteristic of southern
European successions, and not necessarily of uppermost Al-
bian — basal Cenomanian provenance.
2.3 PıCTET & CamPicHE (1868-71), Pl. 160, figured Aucellina
assumed to be conspecific with A. coguandiana from
St. Croix (figs 9a-c) and Yberg (figs 10a-d), Switzerland,
these specimens being preserved in the Musee geologique de
Lausanne and the Museum d’Histoire naturelle, Geneva, re-
spectively. The original of fig. 9 is a brown phosphatised bi-
valve steinkern from the Vracconien, or possibly from the
base of the overlying Cenomanian, and is closer to thetype of
A. coquandiana from Escragnolles, particularly in respect of
its narrow right valve, than it is to any presumably coeval
Cambridge Greensand specimens. The original offig. 10 isan
unrelated Aucellina preserved in porous black phosphate
probably conspecific with A. maxima WoLLEmann, and thus
of early Albian age.
2.4 Pompeckj (1901) was unaware that A. gryphaeoides (].
de ©. SowERBY) was pre-occupied but considered that A. co-
517
quandiana was probably conspecific. Under A. gryphaeoi-
des, he figured (ibid., pl. 16, figs 6a-c) a phosphatised stein-
kern from the “Lower Tourtia” of Langenberg bei Wester-
hausen (Harz), supposedly comparable with SowErsy’s Cam-
bridge Greensand original. This relatively well preserved spe-
cimen (preserved in the Humboldt Museum für Naturkunde,
East Berlin) has been examined by CJW, and proves to pos-
sess a relatively flat right valve umbonal region with a small
anterior ear and a moderately straight posterior margin: it is
thus distinct from A. gryphaeoides s. s. and may be more clo-
sely related to A. coguandiana. Pomreckj also figured some
small right valves with a well developed anterior ear from the
“Tourtia” of Lüneburg.
In addition, he established the species A. sanctiquirini
from some specimens (preserved in the Bayerische Staats-
sammlung, Munich) from the glauconitic Gault-Sandstein of
St. Quirin on the Tegernsee, Bavarıa, which he considered to
be closely related, but to differ in several characters, notably
the flatter, narrower right valve and the more massive left
valve umbo; also the smaller anterior ear of the right valve and
the shorter ligament surface of the left valve. We believe that
A. sanctiquirini is more closely related to the group including
A. maxima than to the A. gryphaeoides group, and could
well be of early Albian age.
2.5 WOLLEMANN (1902) also figured what he considered to be
A. gryphaeoides from the Cenomanian Tourtia of Lüneburg,
but one ofhis figures shows a very different morphotype from
that figured by Pompeckj. WoLLEMAnN’s Pl. 3, fig. 2a depicts
a relatively thick-shelled left valve with a marked posterior
sulcus, and a shell exhibiting overlapping scale-like growth
laminae which extend from the anterior to the posterior mar-
gin; the umbonal region of the shell displays a pronounced re-
ticulate ornament resulting from the intersection of radial ribs
with the concentric elements. To judge from material in the
Wroosr collection, Universität Hamburg, thismorphotype is
particularly well represented in the Tourtia. The second fi-
gure (fig. 3) shows a bivalved juvenile with equally developed
anterior and posterior ears, of which the anterior was inclined
downwards relative to the hinge line.
2.6 Pavıov (1907) described the species krasnopolsku for
small shelled left valves from greensands and phosphorites of
presumed Cenomanian age exposed in the banks of the River
Neroutch, and made it the type species of the new genus Par-
aucellina. Paraucellina ıs characterised by a well-developed
protuberant anterior ear (in the left valve) which greatly ex-
ceeds the dimensions of the weakly developed posterior ear.
Pavrov drew attention to variation in his new species, noting
that some, e. g. Pl. 6, figs 30, 40, were markedly oblique
elongate, whereas others, e. g. fig. 41, were smaller and more
nearly equidimensional. The specimen in fig. 40, refigured in
the Treatise as P. krasnopolskü, closely matches the small
specimen figured by WoLLEMAnN (ibid., fig. 3a-d) in particu-
lar in the possession of a downturned anterior ear, and a
clearly defined anterior ear. This specimen is in fact probably
a juvenile stage of the form ın fig. 39, which Sokorov (1923)
subsequently called the typical form of the species, and differs
fundamentally from the erect equidimensional form in fig. 41
(excluded from the type concept by SokoLov), which is cha-
racterised by a horizontal anterior ear and the absence of a
posterior ear.
CENOMANIAN
.„„ Neostlingoceras
saxbii
carcıtanense
dispar
Stoliczkaia
inflatum
Mortoniceras
SUBZONE
rostratum
ı Callihoplites auritus Mortoniceras
Hysteroceras
varicosum
L.INOCERAMUS
AUCELLINA FOSSIL RANGES
OF SELECTED
MICROFLORA AND
MICROFAUNA
LITHOSTRATIGRAPHY
FORMATION
= MEMBERS
DISTRIBUTION
ORNAMENT
PORCELLANEOUS
BEDS
quadrate
striate
LOWER
Cythereis luermannae hannoverana
CAMBRIDGE
GREENSAND
Globigerinelloides bentonensis
coarse
quadrate
reticulate
Eiffellithus turriseiffeli
smooth
N
"Proto-eiffelithus‘
raised
ribbed
reticulate
a
Cytheris luermannae luermannae
The biostratigraphy of the succession in eastern England.
Siltstone with
Glauconite
Mudstone
Aucellina-rich
Mudstone
nn.rNn
mn
EEE
Phosphate
Nodules
and Pebbles
PPREP
oP°®e
Disconformities
Belemnite floods
200
C-Aucellina
gryphaeoides
cycloides
2.7 Poıurorr (1933) erected the new species uerpmanni and
a new variety of A. gryphaeoides (A. g. cycloides) from the
uppermost Albian of the Sieletz borehole (Poland). A. verp-
manni was described from right valves only, which were cha-
racterised by their disproportionally large anterior ear com-
pared with that of gryphaeoides of comparable size, e. g. as
figured by Pomreckj (fig. 3) from the Tourtia of Lüneburg.
519
PoLuTorF was unable to identify any left valves that he could
associate with his new species, but mentioned the presence of
specimens comparable with A. quaasi WOLLEMANN. A. gry-
phaeoides cycloides was described from two incomplete right
valves of unusually large dimensions (fig. 1), one an external
mould with some shell adhering, the other upside down in the
matrix.
ZISIHRIA DICK APEIN
This study ofthe Aucellina gryphaeoides complex is based
on several cored boreholes through unusually Azcellina-rich
Upper Gault and basal Lower Chalk successions in eastern
England, supplemented by data from Albian - Cenomanian
Red Chalk outcrop successions at Hunstanton and Speeton,
and from the Gault - Lower Chalk of the Channel Tunnel
No. 1 (Aycliff) Borehole near Dover.
3.1 Eastern England
GarLoIs & MoRrTER (1982) have subdivided the Gault into
19 beds, with details ofthe zonal/subzonal classification, and
the locations ofthe key boreholes. The thicknesses of the beds
vary considerably: fig. 1 isa generalised succession, the Gault
being largely based on the Mundford C Borehole (TL
76709132), with Lower Chalk details being taken from the
Ely-Ouse Borehole No. 6 (TL 70277308). Attention must be
drawn to Beds 15 and 17, characterised respectively by pieces
of the large thick-shelled Inoceramus’ lissa (Seeley) and by a
major Aucellina flood, which provide key litho/biostratigra-
phical markers. The faunas from Bed 16 upwards, with the
exception of Aucellina and sporadic crinoid concentrations,
are sparse and of low diversity, being dominated by thin-shel-
led pectinaceans and Plicatula. Rare poorly preserved
ammonites indicate that the top ofthe succession is still within
the Mortoniceras (M.) rostratum Subzone, the apparent ab-
sence of the uppermost Albian Mortoniceras perinflatum
Subzone being confirmed by the absence of the ostracod Cy-
thereis luermannae bemerodensis Bertram & KEMPER (see
WıLKınson & MoRTER 1981).
The Gault is overlain with erosive contact by the Cam-
bridge Greensand, a thin unit of micaceous glauconitie silty
marls with accumulations of phosphatised pebbles, including
remanie fossils. Both indigenous (shelled) and derived (phos-
phatised with or without shell) fossils are present, including
abundant Aucellina. The proven stratigraphical extent of
downcutting ranges from high in the auritus Subzone
(Bed 16) near Cambridge (M11 motorway section) to the ro-
stratum Subzone (Beds 17 & 18) in East Anglia; however both
SpatH (1943) and Owen (1979) have reported remanie ammon-
ites suggesting derivation from as low as the basal auritus
Subzone (Bed 15) and as high as the perinflatum Subzone
(1. e. post-Bed 19). It is possible that some of the phosphati-
sed material of apparently basal aurıtus Subzone derivation
came from a pit (Barnwell) which exposed a succession from
Bed 15 up to and including the Cambridge Greensand, and
was not necessarily of Cambridge Greensand provenance.
The Cambridge Greensand thickens into East Anglia, where
cored boreholes in most cases prove a bipartite subdivision
into a lower glauconite and phosphate-rich part in which the
Aucellina include specimens in both phosphatised and non-
phosphatised preservation; and a higher unit of greenish marls
without phosphates wich is rich in indigenous non-phos-
phatised Aucellina. The phosphatised pebbles in the lower
unit are not randomly scattered, but occur as lags on winno-
wed erosion-surfaces which may prove to be correlatable.
Locally, e. g. in Ely-Ouse Borehole 6, a thin basal unit of silty
micaceous marls with Chondrites and sparse glauconite and
phosphate is preserved. This bed contains abundant Neohi-
bolites praeultimus SPAETH, together with well-preserved
(shelled) bivalves including oysters and Azcellina: the occur-
rence of common C. Iuermannae hannoverana (1. P. Wır-
KINSON: pers. comm.)indicates a probable (Albian) rostratum
Subzone age. The relatively condensed Cambridge Green-
sand near Cambridge has yielded C. Inermanne bemeroden-
sis (I. P. Wırkınson: pers. comm.), and may therefore be at
least in part of perinflatum Subzone age, which would agree
with the ammonite records. The conventional assumption
that the Cambridge Greensand is a basal Cenomanian sedi-
ment containing derived Albian fossils is thus open to que-
stion, and an age-range for the matrix sediment from top ro-
stratum to earliest carcitanense is equally possible. It must be
emphasised that no indigenous ammonites are known from
the Cambridge Greensand, and that the derived Schloenba-
chia discussed by Casey (1965) are of possibly spurious pro-
venance. The well-preserved bivalved shelled striate Aucel-
lina gryphaeoides s. s. including the neotype probably came
from relatively low in the Cambridge Greensand (i. e. from
the lower of the two subdivisions) and could thus be of late
Albıan rather than Cenomanian age.
Above the Cambridge Greensand are the Porcellaneous
Beds, a member of creamy coloured porcellaneous chalks
with alow-diversity fauna dominated by Aucellina and small
terebratulid brachiopods; Aucellina ranges throughout most
ofthe succession and then cuts out, to reappear as a final flood
some distance below the top. The higher part of the member
yıelds poorly preserved ammonites including Anisoceras,
Hyphoplites, Idiohamites and Schloenbachia, suggestive of
the basal Cenomanian carcitanense Zone.
The succession thins northwards, with the Cambridge
Greensand being last proved in the cored IGS Marham Bore-
hole (TF 70510803), and the Gault and Porcellaneous Beds
condensingto form the Red Chalk and overlying ‚‚Paradoxica
Bed“ of the Northern Province-type succession at Hunstan-
ton (see PEAkE & Hancock 1961, fig. 4). The correlation of
the (Cenomanian) Porcellaneous Beds, and the Paradoxica
Bed is of particular significance; hitherto, in the absence of
un
1597
oO
ammonites, aCenomanian age has been postulated for the lat-
ter unit solely on the basıs of brachiopods thought to match
the indigenous assemblage of the Cambridge Greensand
(PEAkE & Hancock, ibid, p. 303). Strong confirmation for a
basal Cenomanian age for the Paradoxica Bed is, however,
provided by a group of Neohibolites ultimus (D’ORBIGNY) in
the Lestrance Collection in the BM(NH). An IGS borehole
at Gayton (TF 7280 1974) showed the transition between the
Gault and Red Chalk lithofacies, with the appearance of
chalky limestones in the higher part of the Gault, and a marly
chalk unit (Bed 19) overlying Bed 18 of the standard succes-
sion. Bed 19 carries a sparse fauna of Aucellina (including
forms with striate ornament) and Neobibolites praeultimus,
and is presumed to be of topmost rostratum Subzone age, on
the basis of rare transitional forms between Cythereis Iner-
manne hannoverana and C. Iuermannae bemerodensis in the
higher part (I. P. Wırkmson: pers. comm.); itisoverlain by a
thin unit of splintery porcellaneous limestone with Neohibo-
lıites praeultimus which is in turn overlain by the Porcellane-
ous Beds.
To the North of Hunstanton, the succession expands, and
atSpeetonthe Red Chalk facies extends into the Cenomanian.
The Albian Lower Red Chalk succession is difficult to inter-
pret, although a belt of inoceramid shell debris (see JEans
1973, fig. 1) permits correlation with both the Hunstanton
Red Chalk and the East Anglıan Gault. The (Cenomanian)
Upper Red Chalk equates lithostratigraphically and biostrati-
graphically with the Paradoxica Bed/Porcellaneous Beds of
East Anglıa.
3.2 Southern England
Fig. 2 shows the standard top Upper Gault — basal Ceno-
manian succession as developed in the Dover — Folkestone
area on the northern side of the Anglo - Paris Basın, the de-
tails being taken partly from Owen (1976), and partly from
unpublished data on the Aycliff borehole. Broad correlation
exists between the East Anglıan and Kent successions, nota-
bly the oceurence of thick-shelled inoceramid debris in PrıcE
Bed XI, and the Axcellina flood in the sandy glauconite- and
phosphate-rich Bed XII, corresponding approximately to
Bed 17. An erosion level with Azcellina equivalent to the
base of Bed 15 (Barnwell Event) in East Anglıa is present at
Folkestone. This horizon was called the “Choanite Band” by
old collectors and attributed by SpatH (1923-43) to Bed XII,
although study of nannofossils from this band (A. W. Meop:
pers. comm.) shows that it lies in the lower part of Price
Bed XIclose to the aurıtus- varicosum subzonal boundary, a
position substantiated by ammonites in IGS, BM(NH) and
SM. The lower part of Bed XII yields rostratum Subzone
ammonites and perinflatum Subzone ammonites are known
from the top 4m (Owen, ibid), the boundary between the
Ob. hannoverana and bemerodensis ostracod Subzones fal-
ling within the bed (Wırkmson: pers. comm.). The Glauconi-
tic Marl is closely comparable with Bed XII (and often confu-
sed with it), and is conventionally taken as the base of the Ce-
nomanıan (e. g. by CARTER & Harr 1977); itrests with erosive
contacton Bed XIII, locally, e. g. in the Aycliff borehole, at a
relatively low level. It is rich in Auscellina, and yıelds no am-
monites either indigenous or derived. The overlying pale co-
loured chalks carry a low-diversity fauna with Aucellina;
sparse ammonite records (KEnnepy 1969) suggest a basal
Cenomanian carcıtanense Zone position.
4. MORPHOLOGY AND EVOLUTION
Study of Ascellina in continuous cored sequences has pro-
vided the necessary clues to unravel the diversity of taxa in-
cluded in A. gryphaeoides s. 1. (see previous discussion), and
has also demonstrated a number of presumed evolutionary
morphological changes, as well as changes in shell ornament.
4.1 Morphotypes
At any one horizon, 2 distinct morphotypes can be recog-
nised, corresponding to A. gryphaeoides s. s./sensu Pou-
PECK]J; and sensu WOLLEMANN respectively (see fig. 3).
(1) large, relatively thin-shelled, non- or weakly sulcate
elongate oblique forms. Left valve with inturned anterior
margin, small downturned anterior ear and distinct posterior
ear; concentric ornament subdued, slightly oblique to long
axis of shell, and tending to be restricted to anterior portion.
Right valve with relatively small anterior ear. This morpho-
type includes A. gryphaeoides s.s.; A. coguandiana s.s. and
sensu PICTET & CamPicHE fig. 9 (only), Paraucellina krasno-
polskii as restricted by SokoLov, and probably also A. g. &y-
cloides Powutorr: it is named the gryphaeoides morphotype
for convenience, notwithstanding the invalidity of the trivial
name. The inclusion of Paraucellina krasnopolskii means that
this genus falls into the synonymy of Aucellina. (It is unclear
whether A. krasnopolskii ıs a juvenile ontogenetic stage of
A. gryphaeoides, or whether it is a separate species; in this
context it may be significant that the condensed phosphoritic
Albian - Cenomanian boundary successions in Poland and
the USSR are said to be characterised by assemblages of small
Aucellina including A. krasnopolskii, and that larger indivi-
duals are not normally present.)
(2) small, thicker shelled sulcate, equidimensional forms.
Left valve with convex anterior margin, prominent horizontal
anterior ear and indistinct or absent posterior ear; concentric
ornament scale-like and prominent, continuing from anterior
to posterior margin; strongly defined sulcus produces ind-
entation of postero-ventral margin, the latter being thickened
internally. Right valve with disproportionately large anterior
ear relative to disc as in A. uerpmannı.
The association of right valves of A. werpmanni type with
left valves of A. gryphaeoides sensu WOLLEMANN in the Up-
per Red Chalk at Speeton, the Porcellaneous Beds, the Cam-
bridge Greensand and the Glauconitic Marl and overlying
silty chalks at Folkestone establish unequivocally the taxo-
nomic position of A. werpmanni, and it is accordingly used to
name the second morphotype. The zerpmanni morphotype
bears an amazing similarity to the Triassic genus Pseudomo-
'dds eurja9ny
‘Choanite Band’
| GERMANY
(after Bertram & Kemper
1971)
I
CENOMAN
ALB
el — elongate reticulate
st — striate
B — Barnwell equivalent
qu/r- quadrate/reticulate
M — Milton equivalent
“ee. . Phosphates
—n- Disconformities
sm—smooth
ee Bioevent
Inoceramid fragments
NORTH-WEST
steghausi
bemerodensis
Ob
hannoverana
minuera
Aucellina ornament
(LL6L L4eH 73 Jared)
INOZ 'WVYOJ4 DINOHLN3I
Glauconitic
Siltstone
Mudstone
NININININ
eS0]349 EJJ311EINIX3J0PNaSJ
ısneybals 319y1A903aN
euenanbsog 84341A90J0Q
sIsuapo43Wwag Beuueunan] SIı913yJAI
eue1arouuey geuuewsan,) Sı913yJAy
SISUaUOJUag SaPIOJJBurnıabıgo]dg
N3JHI3SIIAN SDY21J94413
‚Sny}1/[34419- 0044,
'dds eunj39ny
an el
TAHFR
AHdVYSDILVYHLSOHLIT IN |
I
HIREEHIEHREH
S3NOZ 3L1INOWNNV A asuauel1aled 4 wnjejyzu
SIJ9VLS NVINVWON3J NVvIgıV
SY3aWNnN A389 3914d
The biostratigraphy of the succession in southern England compared with that of North-West
Fig. 2.
Germany.
Fig. 3. Comparison between the two morphotypes of Aucellina.
a) gryphaeoides morphotype: Aucellina gryphaeoides (J. de C. SO-
WERBY non SEDGWICK), neotype. Sedgwick Museum B 21972. Cam-
bridge Greensand of Cambridge. Illustrated photographically on Pl.
1,.Eig; >.
b) uerpmannı morphotype: Aucellina nerpmannı POLUTOFF.
BM(NH) LL 40050. Glauconitic Marl of Folkestone. Illustrated pho-
tographically on Pl. 1, Fig. 15.
notis (cf. the original use of Avicula gryphaeoides as applied
to P. speluncaria), and an evolutionary relationship is not ex-
cluded. The Southern Hemisphere A. euglypha Woops is an
even closer homeomorph of Psendomonotıs.
The existence of these two distinct Aucellina morphotypes
is analogous to the cardissoides — pachti “pairs” and their
derivatives in the Santonıan - Campanian inoceramid Sphe-
noceramus, and is equally inexplicable. The Aucellina mor-
photypes could be viewed as (1) sexual dimorphs; (2) ecotypes
of the same lineage; or (3) as two separate evolutionary linea-
ges. This problem cannot be resolved at present. However, al-
though adults of the two morphotypes are readily separable,
particularly in the higher part of the sequence, it is in some ca-
ses difficult if not impossible to separate the earliest ontogene-
tic stages. It is noteworthy that comparable pairs of morpho-
types occur in contemporaneous sequences in the Southern
Hemisphere.
4.2 Sculpture
Aucellina left valve ornament varies in type according to
the relative strength of the concentric and radial elements. The
concentric elements are flanges, and/or raised growth-lines;
the radial elements are either flat-topped wavy rıbs separated
by deeply incised grooves, or closely-spaced raised narrow
rounded ribs, producing a characteristic corrugate cross-sec-
tion to the shell. The two radial types characterise the
gryphaeoides and uerpmanni morphotypes respectively.
There ısa broad similarity in ornament at any one level (see
fig. 1 and SEM photomicrographs on pl. 2), which may be
used for biostratigraphical correlation. Both morphotypes
exhibit smooth shells in Bed 17/XII in East Anglıa and Kent
atthe base of the dispar Zone. A progressive morphological
series with increasing strength of the concentric elements
leading to a greater degree of reticulation, occurs through suc-
cessive units of the Cambridge Greensand and Porcellaneous
Beds and their lateral correlatives.
4.3 Inflation of right valve
Beginning high in the rostratum Subzone, there is a pro-
gressive increase in inflation of the umbonal region of the
right valve and a concomitant increase in the size of the ante-
rıor ear. This trend is seen to an extreme degree in some ofthe
latest forms of Aucellina.
5. BIOSTRATIGRAPHY AND CORRELATION OF AUCELLINA
Aucellina enters at the base of the auritus Subzone (base
Bed 15) approximately coincident with a level of major ma-
crofaunal and nannofloral turnover (the Barnwell Event).
This is marked in particular by the appearance of primitive eif-
felithids (“Protoeiffelithus”), thought to be evolutionary pre-
cursors of the long rangıing Eiffelithus turriseiffeli (DEFLAND-
RE) (A. W. MED: pers. comm.). This fact established unequi-
vocally that the beginning of the range of Eiffelithus turriseif-
feli is not at the base of the Upper Albian as shown by THıer-
sTEIN (1973, fig. 23), and followed by all subsequent nanno-
fossil workers, but well within the substage. THIERSTEIN
(ibid., fig. 22) shows the true position of the sample from
Bed XI at Folkestone.
There is an apparent gap in the Aucellina record until the
top of Bed 16, where the genus reappears abruptly approxi-
mately coincident with the entry of Globigerinelloides bento-
nensis (MORROW), and continues in flood throughout Bed 17,
which marks amajor G. bentonensis acme. G. bentonensis is
usually considered to be a cold-water form, and it may be sig-
nificant that the loss of ornament in Aucellina in Bed 17/XI1
coincides with the acme of this species. The abundance of
Aucellina in Bed 17/XIl presumably correlates with the entry
ofabundant Aucellina at the base of Ob-Alb 2 in the Hanno-
ver area (see Fig. 2).
Within the higher rostratum Subzone (Bed 18), anumber
of large Aucellina right valves have been found (see Pl. 1, figs
10, 11), which are tentatively identified with A. g. cycloıdes;
the types of which have not been examined.
Most successions studied do not extend beyond the top of
the rostratum Subzone, at which level there is in many areas a
change in lithofacies from mudstone to greensand/silty Gault.
The Aucellina assemblages from the perinflatum Subzone in
southern England are not well understood; this is due partly
to poorer preservation in the coarse-grained sediment, and
partly to possible ecological control of morphology. They do,
however, bear some resemblance to forms from the basal unit
of the Cambridge Greensand. Similar difficulties of interpre-
tation of Aucellina are encountered with specimens from the
Flammenmergel facies in Germany.
The biostratigraphical complexity of the Cambridge
Greensand and the probable level of occurrence within this
unit of the well-preserved bivalved shelled striate Aucellina
gryphaeoides s. s., including the neotype, has already been
discussed. The advanced forms of Aucellina in the Porcell-
aneous Beds are also found in the Paradoxica Bed of Hunstan-
ton, the Upper Red Chalk at Speeton and the post-Glauconit-
ic Marl carcitanense Zone chalks at Folkestone. In addition,
these forms occur in the basal Cenomanian Rye Hill Sands
near Warminster (Warminster Greensand, pars.), associated
with Neohibolites ultimus and a carcıtanense Zone ammonite
assemblage including the zonal index. Further afield, advanc-
ed Aucellina occur in the basal Cenomanian Tourtia of Lüne-
burg, Germany, which allows the stratigraphical position of
the forms described by PompEcKJ and WOLLEMANN to be iden-
tified in the absence of ammonites (SEM photographs pl. 2
fig. 7)
BERTRAM & Kemper (1971) have recorded Aucellina from
supposedly top Albian Bemeroder Schichten around Hanno-
ver; their material comprises juvenile ontogenetic stages
which are difficult to interpret, but which exhibit strong or-
nament. The Albian age of these sediments is, however, que-
stionable because the microfossil criteria used by them for de-
fining the base of the Cenomanian -i. e. the extinction of Do-
locythere bosquetiana (Jones & Hiınpe), Neocythere steg-
hausi (MERTENS) and the entry of Pseudotextulariella cretosa
523
(CusHMAN) are taken in southern England (Carter & HarT,
ibid.) to mark the base of Benthonic Foram. Zone 9 (see
fig. 2), which corresponds to the base of the Mantelliceras
saxbii Zone, i. e. the second ammonite zone above the base of
the Cenomanian.
Finally, it is probable that Aucellina can be used to inter-
pret the Sieletz borehole in Poland. In this borehole the entry
of abundant /roceramus crippsi and Schloenbachia is taken
to mark the base of the Cenomanian (PoLuTorr 1935) and the
underlying Aucellina-rich beds are assumed to be Albian.
However the occurrence of A. uerpmanni high in the succes-
sion above records of A. g. cycloides, strongly suggests that
the “Albian” is in part Cenomanian, and equivalent to the
Porcellaneous Beds/Lüneburg Tourtia, an interpretation
supported by the entry of /noceramus crippsi in flood in both
eastern England and north Germany at the top of the beds
with Azcellina, ı. e. at the base of the saxbii Zone. It is thus
likely that both in Germany and throughout eastern Europe
the base of the Cenomanian has been drawn incorrectly: i. e.,
not at the base of the basal Cenomanian carcıtanense Zone,
but within the Lower Cenomanian at the base of the succeed-
ing saxbu Zone.
The upper limit of Aucellina is given in the Treatise as Tu-
ronıan. The evidence for this, however, is based on occurren-
ces ın New Zealand, in beds which have subsequently been
reinterpreted as Albian and Cenomanian (RAINE, SPEDEN &
Strong 1981). On present evidence, there is no evidence that
the genus occurs higher than the basal part of the Cenoma-
nian.
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Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
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Fig.
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Fig.
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Fig.
nm
Plate 1
. Aucellina coqguandiana (D’ORBIGNY), holotype: a, view of left valve; b, view of right valve; c, view
of anterior margin - all X2. Albian of Clar, Escragnolles (Var), substage uncertain. Museum d’Hi-
stoire Naturelle, Paris, D’ORBIGNY Coll 272.
. Aucellina coquandiana (D'ORBIGNY), specimen figured by PICTET & CAMPICHE Pl. CLX, Fig. 9:
a, view of right valve X1; b, detail of umbonal region X4. Natural History Museum, Geneva no.
21400. Vracconien of Ste. Croix, Switzerland.
. As above: another specimen on the same tablet from the same horizon and locality X1.
. Aucellina krasnopolskii (PAvLOV), view of left valve X4; same specimen as figured on Pl. 2, Figs. 3
and 4. Sedgwick Museum B22009. Cambridge Greensand of Cambridge.
. Aucellina gryphaeoides (J. de C. SOWERBY non SEDGWICK), neotype: a, view of left valve X1; b,
view of right valve X1. Sedgwick Museum B 21972; same specimen as figured on Pl. 2, Figs. 1 and
2. Cambridge Greensand of Cambridge.
. Aucellina cf. gryphaeoides, variant showing some resemblance to A. coquandiana: a, view ofright
valve of phosphatic steinkern X2; b, view of left valve X2. IGS GSM 21112. Cambridge Greensand
of Cambridge.
. Aucellina gryphaeoides (J. de C. SOWERBY non SEDGWICK), phosphatic steinkern belonging to the
group in the Geological Society’s Museum cited by SOWERBY (in MS): a, view of left valve X2; b,
view of right valve X2. IGS GSa 2329. Cambridge Greensand of Cambridge.
. Aucellina sp. with very fine concentric ornament on right valve, and small anterior ear: view of
shelled phosphatic steinkern X2. St. Albans City Museum (FORDHAM Coll.). Cambridge Green-
sand of Ashwell and Morden, Hertfordshire.
. Aucellina cf. uerpmanni POLUTOFF, unusually large left valve for this morphotype X2. IGS BDM
6021. Cambridge Greensand of Ely-Ouse BH 6, Mildenhall, Suffolk.
. Aucellina cf. gryphaeoides cycloides POLUTOFF: right valve X2. IGS BDB 8360. Upper Gault
Bed 18 Mortoniceras rostratum Subzone, IGS Gayton BH, Norfolk.
. Aucellina cf. gryphaeoides cycloides POLUTOFF: right valve X2. IGS BDN 3471. Upper Gault,
Bd 18 M. rostratum Subzone, IGS Mundford C BH, Norfolk.
. Aucellina sp.: right valve X2. IGS WM 4450. Upper Gault? Bed 18. M. rostratum Subzone, Se-
verals House BH, Methwold, Norfolk.
. Aucellina uerpmanni POLUTOFF: a, view of posterior margin of left valve to show sulcus X2; b, left
valve X2. IGS Za 3805. Upper Red Chalk, Speeton. Yorkshire.
. Aucellina uerpmanni POLUTOFF: left valve of juvenile specimen X4 IGS Hr 7331. Glauconitic
Marl, Neostlingoceras carcitanense Zone, Channel Tunnel no. 1 (Aycliff) BH, near Dover, Kent.
. Aucellina uerpmanni POLUTOFF: a, view of left valve X2; b, view of right valve X2. British Mu-
seum (Natural History) LL 40050. Glauconitic Marl, N. carcitanense Zone, Folkestone, Kent.
. Aucellina uerpmanni POLUTOFF: left valve of juvenile showing concentric growth lines with raised
flanges, sulcus well developed at posterior margin X4. IGS Za 3808, Upper Red Chalk, Speeton,
Yorkshire.
Zitteliana 10, 1983
MOoRTER, A.A. & Woon, C. J. Plate 1
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Plate 2
. Aucellina gryphaeoides (J. deC. SOWERBY non SEDGWICK), neotype: a, left valve ornament (striate)
X16; b, the same X79. Sedgwick Museum B21972. Cambridge Greensand of Cambridge.
. Aucellina krasnopolskü (PAVLOV): a, left valve ornament (quadrate striate) X9; b, the same X40.
Sedgwick Museum B22009. Cambridge Greensand of Cambridge.
. Aucellina sp. (gryphaeoides morphotype): left valve ornament (coarse reticulate) X14. IGS BDN
3483. Upper Gault, Bed 18, Mortoniceras (M.) rostratum Subzone, IGS Mundford C BH, Nor-
folk.
. Aucellina sp. (nerpmannı morphotype): a, left valve ornament (coarse reticulate) X23; b, the same
X87. IGS BDC 576. Upper Gault, Bed 18, rostratum Subzone, IGS Marham BH, Norfolk.
. Aucellina nerpmanni POLUTOFF (late form): left valve ornament (elongate reticulate) X43. IGS
BDB 8310. Lower Chalk, Porcellaneous Beds, Neostlingoceras carcıtanense Zone, IGS Gayton
BH, Norfolk.
. Aucellina sp. (late gryphaeoıdes morphotype): a, left valve ornament (elongate reticulate) X9; b, the
same X67. IGS BDB 8301. Lower Chalk, Porcellaneous Beds, carcitanense Zone, IGS Gayton BH,
Norfolk.
. Aucellina uerpmannı POLUTOFF (late form): left valve ornament (striate reticulate). Unter-Ceno-
man Mergel (Tourtia), Lüneburg-Zeltberg, Germany (WROOST Coll., University of Hamburg).
. Aucellina sp. (early verpmanni morphotype): left valve ornament near umbo (raised ribbed reticu-
late) X30. IGS BDN 4614. Upper Gault, Bed 15, Callihoplites aurıtus Subzone, „Inoceramus“
lissa beds, IGS Mundford C BH, Norfolk.
All figures are SEM photographs taken by the SEM Unit, British Museum (Natural History).
Zitteliana 10, 1983
Plate 2
@äß
>
MORTER, A.A. & Woon
Be 531-554 Miuachen 1 ja111983 ISSN 0373 — 9627
Event-Stratigraphie im Cenoman und Turon
von NW-Deutschland')
GUNDOLEF ERNST, FRIEDRICH SCHMID & EKBERT SEIBERTZ*)
unter Mitarbeit von
SIEGFRIED KELLER und CHRISTOPHER J. WOOD*)
Mit 7 Abbildungen
KURZFASSUNG
Im deutschen Beitrag zum IUGS-Major-Project ‚‚Mid-
Cretaceous Events“ übernahm die Arbeitsgruppe Berlin-
Hannover die multistratigraphische Bearbeitung des Ceno-
man und Turon im zentralen nordwestdeutschen Raum zwi-
schen Ost-Niedersachsen und Ost-Westfalen. Vorrangig
wurden ausgewählte Profile in den Regionen Salzgitter-Han-
nover, Sack- und Hilsmulde sowie im östlichen Münsterland
bearbeitet und zu regionalen Gebiets-Standards abstrahiert.
Ergänzend wurden u. a. die Schlüsselprofile Schacht Staff-
horst, Lüneburg und Helgoland sowie Wüllen herangezogen.
Biostratigraphisch wird die Angleichung der traditio-
nellen nordwestdeutschen Zonen-Gliederung an das interna-
tionale Standardschema vorgenommen. Auf der Grundlage
von Cephalopoden oder Inoceramen läßt sich das Cenoman
und Turon mit jeweils neun Arten- oder Faunenzonen unter-
gliedern. Zonen-, Unterstufen- und Stufen-Grenzziehung
werden diskutiert.
Das verfeinerte Zonen-Schema ermöglichte die Entwick-
lung und den Ausbau einer funktionsfähigen Event-Stra-
tigraphie auf der Grundlage von relativ kurzfristigen und
isochronen erdgeschichtlichen Ereignissen. Sie erwies sich als
probates Mittel, die regionalen Differenzen in den Zonen-
Schemata auszugleichen und den Umfang stratigraphischer
Lücken oder Kondensationen abzuschätzen. Klassifikato-
*) G. ERNST, Institut für Paläontologie der Freien Universität Ber-
lin, Schwendenerstraße 8, D-1000 Berlin 33; F. SCHMID, Nieder-
sächsisches Landesamt für Bodenforschung, Alfred-Bentz-Haus,
Postfach 510153, D-3000 Hannover 51; E. SEIBERTZ, z. Z. Insti-
tuto de Geologia, Aprtado Postal 104, Mex-67 700 Linares/Nuevo
Leon, Mexico oder Qualenbrink 12, D-4780 Lippstadt. S. KEL-
LER, Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, Al-
fred-Bentz-Haus, Postfach 510153, D-3000 Hannover 51; C. J.
WOOoD, Paleontology Unit, Institute of Geological Sciences, Ex-
hibition Road, London SW7 2DE, England.C. J. WOOD publis-
hes by permission of the Director IGS (NERC).
!) Beitrag zum IGCP-Major-Project Nr. 58 „Mid-Cretaceous
Events“ der IUGS. National gefördert durch die Deutsche For-
schungsgemeinschaft in einem gebündelten Programm gleichen
Namens.
risch wurde zwischen Eustato-, Öko-, Tephro-, Litho-, Phy-
lo- und oxisch/anoxischen Events unterschieden. Unter die-
sen kommt den wenigstens 11 Eustato-Events herausra-
gende korrelative Bedeutung zu. Habituell finden sie ihren
Ausdruck in Transgressionsanzeichen, Glaukonit-Horizon-
ten, Hartgründen, Konkretionslagen, Sedimentationsanoma-
lien, Schichtlücken, Fossillagen oder Faziesänderungen. Alle
‚„Grünsand“-Events des westfälischen Raumes — wie ulti-
mus-, Hemmerner-, Bochumer-, Soester- oder Rothenfelder-
„Grünsand‘ — besitzen zeitgleiche lithologische oder fauni-
stische Äquivalente in der halokinetisch überprägten nieder-
sächsischen Kreide.
Das vielleicht global verbreitete oxisch-anoxische
Event im Cenoman/Turon-Grenzbereich äußert sich in der
nordwestdeutschen Kreide in einem markanten Fazieswech-
sel von weißen Coccolithen-Kalken zu Rotpläner- oder
Schwarzschiefer-Ablagerungen. Zumeist ist es mit Schichtre-
duktionen im Gefolge eustatischer Verflachungen kombi-
niert. Wir halten es für möglich, daß es durch eine plattentek-
tonisch bedingte, episodische Neuformierung des Strö-
mungssystems ausgelöst wurde. Die arktische Strömung aus
dem Nordseeraum gewann zeitweilig beherrschende Bedeu-
tung und führte zum Aufblühen einer artenarmen, aber indi-
viduenreichen Makrofauna.
Verknüpft mit den geotektonischen Ereignissen ist das
Aufleben eines basischen bis intermediären Vulkanısmus, das
sich im Verlauf des Mittel- und Ober-Turon in mindestens
fünf Tephro-Events äußert. Nach unserer bisherigen
Kenntnis besitzt jedoch nur ein Teil der Tufflagen überregio-
nale korrelative Eignung.
Dasselbe gilt für die rd. 20 Öko-Events (Makrofossil-
Lagen), die vorzugsweise die randnähere Fazies oder Untie-
fen (z. B. Salzkissen) kennzeichnen. Etliche Öko-Events sind
offensichtlich mit eustatischen Bewegungen (zumeist Regres-
sionen) verknüpft. Charakteristisch dafür ist die sog. Micra-
ster-Lage im Ober-Turon von Niedersachsen, deren westfäli-
sches Äquivalent der Echiniden-reiche Soester Grünsand ist.
un
ws
[597
Mit den überregionalen Event-Korrelationen
wurde begonnen. In enger Kooperation mit C. J. WooD
(London) konnte belegt werden, daß sich zumindest ein Teil
der nordwestdeutschen Events mit ähnlichen Anomalien der
englischen Kreide parallelisieren läßt (z. B. primus-Event der
costatus-Zone oder das Austern-Event im Grenzbereich Mit-
tel-/Ober-Cenoman). Auf dem Umwege einer Ost-West-
Korrelation kann damit auch zur Lösung eines Hauptziels des
MCE-Programms - der Nord-Süd-Korrelation zwischen bo-
realer und mediterraner Kreide — beigetragen werden.
ABSTRACT
As part of the German contribution to the IUGS Major
Project “Mid-Cretaceous Events”, the Berlin-Hannover
working group undertook multistratigraphic investigations
of the Cenomanian and Turonıan of central NW-Germany
between east Lower Saxony and east Westphalia. Selected sec-
tions in the area of Salzgitter and Hannover, in the Sack and
Hils synclines, and in the eastern part of Münsterland were
studied and synthesised to provide regional standard sections.
The key sections of the Staffhorst shaft, Lüneburg, Heligo-
land and Wüllen were also considered.
The traditional zonal subdivision used in NW-Germany
has been integrated biostratigraphically into the international
standard scheme. The Cenomanian and Turonian can each be
subdivided by cephalopods and inoceramids into nine species
or faunal zones. Boundaries of zones, substages and stages are
discussed.
This refined zonal scheme provides a framework for the de-
velopment of a practical event-stratigraphy based on re-
latively short-lasting isochronous events. This event-strati-
graphy provides an effective means of equating the different
local zonal schemes, and of estimating the time span
represented by stratigraphical hiatuses or condensed sequen-
ces. Events were classified into eustato-, eco-, tephro-, litho-,
phylo- and oxic/anoxic ones. Amongst these are at least 11
eustatoevents which are of prime importance for correla-
tion. These are normally expressed by indications of trans-
gressions, glauconite horizons, hardgrounds, concretion lay-
ers, anomalous sedimentation, stratigraphical hiatuses, fossi-
liferous horizons or abrupt facies changes. All Greensand-
events in the Westphalian region - i. e. the ultimus-, Hem-
mern-, Bochum-, Soest- and Rothenfeld-Greensands — have
isochronous equivalents in the halokinetically controlled
Cretaceous of Lower Saxony, defined either lithologically or
faunistically.
In the Cretaceous of NW-Germany, the probably global
oxic/anoxic event at the Cenomanian-Turonian boun-
dary is represented by a distinct change of facies from white
coccolith chalk to red marls and chalks (Rotpläner) or black
shales. This is commonly associated with reduced sedimenta-
tion due to eustatic shallowing. The abnormal facies can be
attributed to a plate-tectonic induced episodic reorganisation
ofthe oceanic current system. Arctic currents from the region
of the North Sea became temporarily predominant bringing
deep cold waters to the area of NW-Germany and permitting
the development of a macrofauna rich in individuals but of
low diversity.
The geotectonic events are connected with a basic to inter-
mediate volcanıcity which caused at least 5 tephroevents
(tuff layers) during the Mid- and Late Turonian. However, so
far as is known at present, only a few of these tuff layers are
suitable for interregional correlation.
The same applies to about 20 ecoevents (macrofossil lay-
ers), which particularly characterise marginal facies or shal-
lows in the proximity of salt pillows. Several of the ecoevents
are apparently connected with eustatic changes (mainly re-
gressions), e. g. the so-called Micraster Bed in the Upper Tu-
ronıan of Lower Saxony, and its Westphalian equivalent, the
likewise echinoid-rich Soest Greensand.
Investigation of supraregional correlation of events is in
progress. In close cooperation with C. J. Woon (IGS, Lon-
don), it was pointed out that at least some of the NW Ger-
many events find their parallels in the Cretaceous of England
(e. g. the primus event of the costatus zone and the oyster
event near the Middle-Upper Cenomanian boundary). This
establishment of an east-west correlation can contribute indi-
rectly to solving one of the main aims of the “Mid-Cretaceous
Event” Project - the north-south correlation between the bo-
real and Mediterranean Cretaceous.
INHALT
AUMEinleitung rss er ee ge eeee
B) Biostratigraphisches Gliederungsschema.......
1. Bemerkungen zum Biozonen-Schema ......
. Ünter-Genomanlaas.ıe lersfeferetetetekoitetefekeieie
Mittel-Genoman re See
MOber GCenoman nz re
"Hunter=Turon@e ea sereeeelehstetereeefetelereherere
3: Mittel_Muronkrer denetkereuusleraine ke freien
Ober-Buroni.rgrenesteseeeisetelessefereheiere
BUnter-Gontacherense seele ser
nawvuı pwMN
G)lEyent-Stratigraphie =... une er sneme teens
1. Allgemeines zur Event-Stratigraphie .......
2. Ost/West- und Nord/Süd-Korrelation .....
533
BR EUStatoeVentsa ker een een een ee ee ee tereretefe 541
AN KO EESe . erlSaropsBvarermeheralske ie este Dr stern: 545
Slephro_undileithoeyentsy- gerecht eisteretaie a eteletr leerer eelsterstrelere ne ltnefe nee nn 547
GEOxIsch//AnozischeiB ventsg he mtenteneteteuneteeerate sisıclaie ensanenetetanfete Fetcherenenetorslelensıe aasie elelererninie 547
Zen ÜberzesionaleiEyent Korrelation. see. nen ee edge een 552
D)Wleiteratunyerzeichtisen en ee se ende leuee 55
L
uneburg
[0 zung
mine shaft
HANNOVER
=
Lesse Syncline BERLIN
(Sohlde,Salder etc) |
en
WO Lower Saxony
\ \ Harlıberg
/S5oest to Paderborn \Eloteberg
(Kleve, Anrochte, Berge, Kahnstein
Erwitte,Ruthen, Büren, ä
Cretaceous of Böddeken etc‘) Baddeckenstedt-GrElbe
Aachen-Limbourg Cretaceous of =
Saxony and Bohemia
Upper Cretaceous © Working Areas and
Standard Sections
BE Lower Cretaceous
Working Group: NLfB and TU Hannover Working Group: FÜ Berlin
Project-Leader : SCHMID & SEIBERTZ Project-Leader : ERNST
Co-Workers: KELLER, LIEVER, MEYER & Co-Workers: BADAYE , KLISCHIES &
SCHEFFER RASEMANN
Co-Operators: KAPLAN (Gütersloh), WOOD (London) et al
Fig.1. Generalized Map of the Middle-European Cretaceous with the Working Areas
and Standard-Sections of the Working Groups Berlin and Hannover
IGCP -Major Project „Mid-Cretaceous Events.‘ Subproject : Germany-N
534
Nach vierjähriger Laufzeit wurde 1980/81 der deutsche
Beitrag zum IGCP-Major-Project ‚„Mid-Cretaceous Events“
organisatorisch abgeschlossen. In ihm hatten sich fünf Ar-
beitsgruppen der geologischen Institutionen von Münster,
Hamburg, Hannover, Berlin, Tübingen und München in ei-
ner Reihe von Einzelprojekten zu einer Neubearbeitung der
sog. „Mittel-Kreide‘“ (Alb bis Coniac) in einem gebündelten
DFG-Projekt zusammengeschlossen. Die Arbeitsgruppe
„Germany-N“ gliederte sich in die drei folgenden Unter-
gruppen:
a) Kaever & RosenreLp (Münster): Cenoman-Turon des
südlichen Münsterlandes (Raum Dortmund-Bochum-Es-
sen)
b) SchmiD & SpaEtTH (Hannover-Hamburg): Alb bis Coniac
von Helgoland
c) ERNST, SCHMID & SEIBERTZ (Berlin-Hannover): Ceno-
man-Turon von Niedersachsen und Westfalen.
Über wichtige Gemeinschaftsergebnisse letztgenannter
Arbeitsgruppe soll in diesem Beitrag berichtet werden. Wir
hatten uns im Rahmen des Sammelprojektes die Behandlung
der isolierten Kreide-Vorkommen zwischen Ost- und Zen-
tral-Niedersachsen sowie von SE-, NE- und NW-Westfalen
und deren Koordination unter multistratigraphischen Ge-
sichtspunkten zum Ziel gesetzt (Fig. 1). Das nominelle
Thema des Projektes lautete ‚‚Faziesentwicklung, Gliederung
und Faunengruppen des Cenoman und Turon von Nord-
westdeutschland und korrelative Beziehungen zu Süd-
deutschland“.
Der weitgesteckte Arbeitsraum konnte nur durch die Mit-
arbeit von Diplomanden und Doktoranden einigermaßen ab-
gedeckt werden, deren Betreuung durch die Projektleiter er-
folgte. Zwei Arbeitsgruppen teilten sich das Gebiet im gegen-
seitigen Einvernehmen auf.
a) Working Group ERNST mit den Mitarbeitern BADAYE,
DAHMER, FARMAN, KLISCHIES, RASEMANN u. a.
Regionale Schwerpunkte und Publikationen: Schöp-
penstedter Mulde (Weferlingen), Oderwald, Harliberg, Lichtenber-
ger Höhenzug (Baddeckenstedt- Gr. Elbe), Lesser Mulde (Woltwie-
sche, Söhlde, Salder, Berel etc.), Misburg in der Lehrter Westmulde
(ERNST 1975), Steinberg bei Sarstedt (ERNST & SCHMID, im Druck),
Wunstorf in der Wunstorfer Synkline (ERNST & SCHMID 1979, ZAWI-
SCHA 1980), Wüllen bei Ahaus (ERNST 1978). Informationen über die
Lokalitäten Baddeckenstedt, Söhlde, Salder, Sarstedt und Misburg
finden sich in den Übersichts-Publikationen ERNST, SCHMID, KEL-
LER et al. 1979; ERNST, SCHMID & KLIscHIEs 1979 und ERNST &
SCHMID 1980.
Themen der Mitarbeiter: Baddeckenstedt - Groß Elbe (Di-
plom-Arbeit BADAYE, Abschluß 1983), Salder (Diplom-Arbeit RaA-
SEMANN, Abschluß 1983), NW-Rand der Lesser Mulde (Diplom-Ar-
beiten DAHMER und FARMAN).
b) Working Group SCHMID & SEIBERTZ mit den Mitarbeitern
KELLER, LIEVER, MEYER, SCHEFFER u. a.
Regionale Schwerpunkte und Publikationen: Kahn-
stein in der subhercynen Mulde (LIEvER 1980, 1981), Hahndorf und
Flöteberg im Salzgitterer Höhenzug (ERNST, SCHMID, KELLER et al.
1979, ERNST & SCHMID 1980, SEIBERTZ 1981), Sackmulde (KELLER
1981, 1982, SCHEFFER 1981), Hilsmulde (MEYER 1982), SE-Westfa-
len (SEIBERTZ 1977, 1979a bis 1979c, SEIBERTZ & SCUPIN 1982), Hes-
seltal und Künsebeck im Osning (KELLER 1981, 1982; KAPLAN &
SCHMID 1983).
Nord-Niedersachsen: Für ergänzende Informationen
und die angestrebte Nord/Süd-Korrelation wurden die heute
nicht mehr zugänglichen Profile von Lüneburg und Schacht
Staffhorst herangezogen (Fig. 2). Besonders von Staffhorst
liegt ein umfangreiches Fossilmaterial - in der Mehrzahl Ino-
ceramen und Echiniden — vor, dessen Bearbeitung durch C.
J. Woon vorangetrieben wurde.
Zusammenarbeit mit anderen Wissenschaftlern: Gro-
ßen Verdienst um das Projekt erwarb sich C. J. WoOD (London).
Durch seine wirklich phänomenalen systematischen, stratigraphi-
schen und bibliographischen Kenntnisse konnte er unser Wissensgut
über die nordwestdeutsche Oberkreide wesentlich bereichern. Bei
mehrfachen Besuchen leistete er selbstlose ‚‚Entwicklungshilfe‘“ und
sorgte für die Anpassung unseres Gliederungssystems an das interna-
tionale Standardschema. Durch unermüdliche Durchsicht des oft er-
drückenden Sammlungsmaterials trug er erheblich zur Erarbeitung
des hier vorgelegten Biozonen-Schemas bei. Ihm verdanken wir ins-
besondere die Einbeziehung der Staffhorst-Inoceramen in das
MCE-Projekt und eine kritische schriftliche Stellungnahme zu den
DFG-Berichten.
Bei der Determination von fraglichem Cephalopoden-Material lei-
stete uns der Amateurpaläontologe U. KAPLAN (Gütersloh) dan-
kenswerte Hilfe. Darüber hinaus überließ er uns detaillierte Reich-
weite-Tabellen der nordwestfälischen Ammonitenfaunen.
Die hier vorgelegte Publikation kann nur ein Extrakt aus
wichtigen Teilaspekten des Programms sein. Zahlreiche Pro-
file und umfangreiches Fossilmaterial sind bislang erst unzu-
reichend ausgewertet. Eine wesentlich detailliertere Veröf-
fentlichung mit den multistratigraphischen Ergebnissen, den
regionalen Standardprofilen sowie Reichweite- und Korrela-
tionstabellen ist für 1985 im Geologischen Jahrbuch vorgese-
hen.
B.BIOSTRATIGRAPHISCHES GLIEDERUNGSSCHEMA
1. BEMERKUNGEN ZUM BIOZONEN-SCHEMA
Gegenüber unseren früheren Arbeiten (z. B. Ernst,
SCHMID & KuiscHies 1979, ERNST & SCHMID 1980, SEIBERTZ &
Scurın 1982) mußte die Zonen-Einteilung in zunehmender
Anpassung an das internationale Schema in vielen Punkten
verfeinert oder geändert werden. Wir müssen aber betonen,
daß auch das in dieser Arbeit benutzte Schema noch keines-
wegs ausgereift ist und erst in der geplanten Hauptveröffentli-
chung in allen seinen Konsequenzen ausführlicher diskutiert
und zu einem gewissen Abschluß gebracht werden kann. Das
umfangreiche Fossilmaterial konnte bislang erst zum Teil zu-
friedenstellend gesichtet und ausgewertet werden; ebenso ist
die konsequente Korrelation der Profile auf multistratigra-
phischer Basis noch nicht gänzlich ausgereift.
Aus bekannten Gründen ist im nordwestdeutschen Ceno-
man und Turon keine einheitliche Cephalopoden-Glie-
derung möglich (vgl. Ernst, ScCHmD & KuiscHies 1979:
28 ff.). Einerseits sind Ammoniten in vielen stratigraphischen
Bereichen ausgesprochen selten (z. B. im Ober-Cenoman,
Unter- und Mittel-Turon, höheres Ober-Turon, Unter-Co-
niac), andererseits ist ihre Erhaltung meist ungenügend. Der
Mangel an Cephalopoden gilt insbesondere für Ostnieder-
sachsen; in Westfalen sind Ammoniten grundsätzlich häufi-
ger; eine gewisse Zwischenstellung nehmen die zentralnieder-
sächsischen Kreide-Vorkommen von Sack und Hils ein (Ker-
LER 1982, MEYER 1982). Als Quintessenz bleibt, daß die Ce-
phalopoden zwar großen Wert für die internationale Standar-
disierung der Gliederungsschemata besitzen, in der Kartier-
praxis aber nur als zweitrangig angesehen werden können
oder überhaupt versagen.
Als weitaus nützlicher erwiesen sich bekanntermaßen die
Inoceramen. Sie treten in fast allen stratigraphischen Berei-
chen und in den meisten nordwestdeutschen Vorkommen
ausreichend häufig, mitunter sogar massenhaft auf. Hinzu
kommt, daß diese Gruppe erst kürzlich durch TRöGEr (1981)
und Keııer (1982) eingehend revidiert wurde, so daß mit ih-
rer Hilfe eine ziemlich detaillierte Untergliederung möglich
ist. In TRöGERs für Mittel- und Osteuropa vorgeschlagenem
Schema werden vom Cenoman bis Unter-Coniac allein 18
Einheiten unterschieden, von denen sich die Mehrzahl in un-
serem Gebiet bestätigen ließ. Auf nötige Abänderungen oder
Verfeinerungen wird in Kap. B. 2 bis B. 8 hingewiesen.
Im Gegensatz zu den Inoceramen ist die Revision der
nordwestdeutschen Cephalopoden zur Zeit noch wenig
fortgeschritten. WIEDMANN hat zwar im Rahmen des MCE-
Programms mit einer Neubearbeitung des westfälischen Ma-
terials begonnen, doch wurden erst Teile der Ergebnisse pu-
bliziert (WIEDMANN & SCHNEIDER 1979, WIEDMANN 1979). Auf
Kaprans (1982, unveröff.) Verdienste bei der Erarbeitung von
Reichweite-Tabellen der nordwestfälischen Ammoniten-
Faunen wurde bereits hingewiesen. Als weitere Grundlage
waren die neueren Monographien von Kennedy 1971, KEn-
NEDY & Hancock 1978, WRIGHT 1979 etc. nützlich.
Das in dieser Arbeit verwendete Zonen-Schema basiert
auf einer Kombination von Inoceramen- und Cephalopo-
den-Einheiten. Auch der Zonen-Typ ist ungleichgewichtig.
Nur untergeordnet wurden echte Arten- oder Range-Zonen
verwendet. Häufiger benutzten wir Faunen- oder Assembla-
ge-Zonen, die nach zwei oder drei Index-Arten benannt wur-
den. Ein konsequentes Arten-Zonen-Schema hat stets den
Nachteil, daß seltene Frühformen von Leitarten überbewer-
tet werden, und daß die Hauptlager der vorhergehenden Leit-
form mitunter erst in die nachfolgende Zone fallen; z. B.
würden sonst die in Fig. 4 ausgeschiedenen Peaks der Myti-
loides-Spezies des unteren Unter-Turon nach den Befunden
im Sack (Keııer 1982, Abb. 11) sämtlich ins obere Unter-Tu-
ron fallen. Für die Praxis der Zonen-Abgrenzung sind aber
Öko-Maxima der älteren Leitart zweifellos wertvoller als sel-
tene Zufallsfunde der jüngeren.
2. UNTER-CENOMAN
a) Abgrenzung: Die Stufen-Abgrenzung zum Alb wird
traditionsgemäß mit der Cenoman-Transgression gezogen.
Das entscheidende eustatische Event - in Fig. 244 als ultı-
mus/ Aucellina-Event bezeichnet — ist in den randnäheren
Profilen allgemein durch eine mehr oder weniger große
Schichtlücke gekennzeichnet, in den küstenferneren Berei-
chen durch einen Fazieswechsel (vgl. Kap. C. 3).
Mikro- und Makrofauna scheinen nach neueren Untersuchungen
von JORDAN (1968), WIEDMANN & SCHNEIDER (1979) und WOooD
535
(unveröff.) dafür zu sprechen, daß das Cenoman bereits unterhalb
der Transgression im obersten Flammenmergel einsetzt; z. B. schei-
den WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 673) nach Ergebnissen vom
Kassenberg eine Zone mit Utaturiceras vicinale aus, die noch unter-
halb der Mantelliceras mantelli-Zone liegen soll.
b) Unterteilung: Die 1980 von Ernst & SCHMID benutzte
Zweiteilung der Unter-Stufe wird im neuen Schema durch
eine Dreiteilung ersetzt. Grundlage der Dreiteilung bildet
nach 'englischem Vorbild die Gruppe der Mantelliceraten
(Kennepy & Hancock 1978). Sie ist für überregionale Korre-
lationen zweifellos besser geeignet als der Schloenbachia-
Formenkreis, der im wesentlichen auf die boreale Kreide Eu-
ropas beschränkt bleibt (vgl. WıEDMANN & SCHNEIDER 1979:
664). Für die regionale Untergliederung des Unter-Cenoman
bietet sich aber Schloenbachia gemäß ihrer größeren Häufig-
keit weiterhin an. Doch muß die Spezialbearbeitung der in
zahlreiche Spezies und Subspezies aufgespaltenen Gruppe
(varıans — subvarians — coupei — subtuberculatus etc.) abge-
wartet werden.
Mit Hilfe der Inoceramen — I. anglicus, 1. crippsi und
I. virgatus — dürfte ebenfalls eine Dreiteilung der Unterstufe
möglich sein, die aber den Mantelliceras-Zonen nur teilweise
gleichgesetzt werden kann.
c) Faunenzone desNeohibolites ultimus und Mantellice-
ras mantellı:
Der von Kennepy & Hancock (1978: V. 15) vorgeschlage-
nen Benennung des unteren Unter-Cenoman als Assembla-
ge-Zone des Hypoturrilites carcitanensis (MATHERON) vermö-
gen wir uns für NW-Deutschland nicht anzuschließen, da
dieser Ammonit in unserer Region außerordentlich selten ist
oder fehlt. Bei dem vom Kassenberg erwähnten Einzelfund
soll es sich nach WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 658) überdies
um einen H. oberlini DusourdDizu handeln. Wir haben diese
Zone deshalb nach den beiden oben aufgeführten Leit-Ce-
phalopoden benannt. Neohibolites ultimus (D’ORBIGNY) ist
zumindest in den küstennäheren ‚‚Grünsand“-Profilen rela-
tiv häufig. Ebenso hat Mantelliceras mantelli (SOwErBY) nach
den Tabellen von Karran (1982, unveröff.) im nördlichen
Westfalen im tiefen Cenoman sein Hauptlager. Typische
Elemente der Begleitfauna sind Spätformen von /noceramus
anglıcus Woops und — vorzugsweise im Münsterland - di-
verse Mariella-Arten; für die Flachwasser-Fazies sind Aucel-
linen charakteristisch und zwar Aucellina uerpmanni Poıu-
TOFF neben Spätformen des gryphaeoides-Morphotyps (vgl.
Keııer 1982: 10 ff., Woop 1982).
d) Zone des Mantelliceras saxbü:
Diese Zone läßt sich zumindest in den westfälischen Profi-
len mit einiger Genauigkeit fassen (vgl. Kerıer 1982, KapLan
1982, unveröff., SEIBERTZ, unveröff.); in Niedersachsen ist die
Leitform eher spärlich. Für Mittel- und Osteuropa läßt sie
sich nach TRöGER (1981: Abb. 1) im mittleren Unter-Ceno-
man ebenfalls als Leitform verwenden. Schloenbachia va-
rians (SOWERBY) und verwandte Spezies oder Subspezies ha-
ben hier ihr Hauptlager.
e) Zone des Mantelliceras dixoni:
Die Leitform ist in den niedersächsischen und westfäli-
schen Fundpunkten ziemlich selten (vgl. Kerz£er 1982; MEYER
1982). Häufiger scheint die verwandte Spezies- M. orbignyi
(CoLLIGNON) — aufzutreten, so daß sich, vorbehaltlich einer
536
zukünftigen Spezialbearbeitung, eine Umbenennung der
Zone empfehlen könnte. Zu ähnlichen Ergebnissen kommen
Kennepy & Hancock (1978: V. 15) für das englische Zo-
nen-Schema. Nach brieflicher Mitteilung von WooD setzen
sie in einer in Druck befindlichen Monographie M. orbignyi
als neue Leitform ein. Als Hilfsmittel für die obere Abgren-
zung der Zone kann das sog. Orbirhynchia-Ökoevent die-
nen, das an den Fundpunkt Baddeckenstedt und Sack wenige
Meter unterhalb des Mittel-Cenoman nachgewiesen werden
konnte.
3. MITTEL-CENOMAN
a) Abgrenzung: Die Untergrenze ist noch nicht voll-
ständig abgesichert. Möglicherweise besteht ein geringmäch-
tiger Zwischenbereich, in dem weder die Mantelliceraten der
dixoni/orbignyi-Gruppe noch die mittelcenomanen Leit-Ce-
phalopoden auftreten.
b) Unterteilung: Die noch 1980 von Ernst & SCHMID
für die gesamte Unterstufe benutzte Bezeichnung ‚‚rhotoma-
gense-Zone“ kann den Ansprüchen einer modernen Feinstra-
tigraphie nicht mehr genügen. Nach internationalem Vorbild
wird auch hier eine Dreiteilung versucht. Grundlage der
Dreiteilung sind die Ammoniten-Gattungen Acanthoceras
und Turrilites. A. rhotomagense (BRONGNIART) bleibt auf die
unteren beiden Zonen beschränkt.
c) Faunenzone des Turrilites costatus, Acanthoceras rho-
tomagense und Inoceramus schöndorfi:
A. rhotomagense soll in dieser Zone sein Hauptlager besit-
zen (TRÖGER 1981: Abb. 1; Karıan 1982, unveröff.). Das
gleiche gilt für 7. costatus Lamarck und den an vielen Orten
typischen T. scheuchzerianus Bosc. Auch Schloenbachia -
vielleicht $. varıans subvarians SparH — entwickelt ein weite-
res Maximum. /noceramus schöndorfi Heınz kann als zusätz-
liches Leitfossil der Zone dienen, greift aber bis ins mittlere
Mittel-Cenoman hinauf. Ein charakteristisches Ereignis die-
ser Zone ist das geringmächtige Actinocamax primus-Ökoe-
vent (vgl. Kap. C. 4).
d) Faunenzone des Twrrilites acutus und Acanthoceras
rhotomagense:
T. acutus Passy ist in allen nordwestdeutschen Vorkom-
men außerordentlich selten, so daß die exakte Abgrenzung
der Zone schwierig ist. Das gleiche soll nach KapLan im nörd-
lichen Münsterland für A. rhotomagense gelten, doch scheint
diese Form in Niedersachsen in diesem Bereich etwas häufiger
zu sein. Vielleicht steht dieser Befund mit der Regressions-
Phase des „‚Middle Cenomanian-Event“ (Fig. 2-3) in Zu-
sammenhang, die sich besonders im östlichen Teil unseres
Arbeitsgebietes abzeichnet (vgl. Kap. C. 3. c). Im Gefolge
der Verflachung werden Echiniden - vor allem Holaster sub-
globosus (LEskE) — häufiger und charakteristische Ichnofos-
sil-Horizonte stellen sich ein. Stärkere Schichtreduktionen
sind für diesen Bereich wahrscheinlich. Im Inoceramen-
Schema kann 7. atlanticus (Heinz) als brauchbares Index-
Fossil der Zone gelten, doch greift die Form bis zur Ober-
grenze der nächstfolgenden Zone hinauf (Keııer 1982:
Abb. 9).
e) Zone des Acanthoceras jukesbrownei:
Die Leitform beschränkt sich auf einen geringmächtigen
Horizont im höchsten Teil der Unterstufe, vorzugsweise auf
die weit verbreitete untere Austern-Lage (sog. Pycnodonte-
Event). Im nördlichen Münsterland wurde sie nach KapLan
(mündl. Mitt.) kürzlich noch 3 m oberhalb dieses Events ge-
funden.
4. OBER-CENOMAN
a) Abgrenzung: Das Ober-Cenoman im heutigen Sinne
umfaßt den größten Teil der früheren ‚‚Armen rbotomagen-
se-Kalke“ und den tiefsten Abschnitt der ehemals ins Unter-
Turon gestellten Rot- oder Buntpläner-Fazies (vgl. Ernst &
ScHMiD 1980: Fig. 31). Die Untergrenze des Ober-Cenoman
ist durch das bereits erwähnte Pycnodonte-Event ausgezeich-
net markiert.
b) Unterteilung: Die Neubearbeitung des Grenzbereichs
veranlaßte uns, die 1979 und 1980 vorgeschlagene Zweitei-
lung des Ober-Cenoman durch eine Dreiteilung zu ersetzen.
Die überwiegende Mehrzahl der Profile ist jedoch im Bereich
der sog. plenus-Regression durch erhebliche Schichtreduk-
tionen gekennzeichnet, so daß die oberen Zonen stratigra-
phisch kondensiert sind oder überhaupt ausfallen können.
Nur in den Schwarzschiefer-Folgen der Fundpunkte Misburg
und Wunstorf sind die Profile vollständiger entwickelt (vgl.
Kap. C. 6).
c) Faunenzone des /noceramus pictus und Calycoceras
naviculare:
Sie umfaßt den überwiegenden Teil der Schreibkreide-ähn-
lichen Coccolithen-Fazies, die aufgrund ihrer Fossilarmut in
der Lithostratigraphie als „‚Arme rhotomagense-Kalke“ be-
zeichnet wurde. Häufigster Zonen-Indikator ist /noceramus
pictus pictus SOWERBY und verwandte Unterarten (TRÖGER
1981: Abb. 1; Kerer 1982). Insbesondere in Wunstorf kon-
zentrieren sich die Leit-Inoceramen wenige Meter unterhalb
der Faziesgrenze zu einem korrelierbaren Ökoevent. Der in
den westeuropäischen Zonen-Schemata zur Benennung be-
nutzte Calycoceras navicnlare (MANTELL) oder eine ver-
wandte Form konnte bisher nur in Wunstorf unmittelbar un-
ter der Faziesgrenze nachgewiesen werden. Er besitzt demzu-
folge nur für überregionale Korrelationen Interesse. Nach
Kennepy & Hancock (1978: V. 16) wird die Bedeutung die-
ses Leitfossils noch dadurch eingeengt, daß sich sein Hauptla-
ger in Frankreich erst in der nachfolgenden Zone befindet.
Für Mittel- und Osteuropa legt TröGer (1981: Abb. 1) den
Verbreitungsbereich jedoch unter die plenus-Zone.
d) Faunenzone des Actinocamax plenus und Metoicoce-
ras geslinianum:
Das Vorkommen von A. plenus (Bramvırte) beschränkt
sich in Niedersachsen auf einen geringmächtigen Horizont im
basalen Rotpläner, namentlich auf die sog. plenus-Bank, we-
nige Dezimeter über der Faziesgrenze (vgl. Ernst, SCHMID &
KuiscHies 1979 und Fig. 6). Der Kosmopolit M. geslinianum
(D’Orsıcny) liegt nach WIEDMANN & SCHNEIDER (1979: 673)
als Einzelfund aus der plenus-Zone des Kassenberges vor. Ein
weiterer M. cf. geslinianum fand sich in Misburg, mutmaß-
lich knapp unter der Schwarzschiefer-Fazies. Charakteristi-
sche Begleitformen in den ostniedersächsischen Profilen sind
I. pictus ssp. und Orbirhynchia cf. wiesti (QUENSTEDT).
e) Zone des Neocardioceras juddii:
Diese Zone wurde vorerst provisorisch in Anlehnung an
die westeuropäischen Gliederungs-Schemata abgegrenzt. Der
einzige Nachweis von Neocardioceras-ähnlichen Formen ge-
lang bisher nur in der Schwarzschiefer-Fazies von Misburg in
Schicht-Nr. 133 (Ernst 1975: Abb. 5) (sog. Neocardioce-
ras-Event in Fig. 4 und Kap. C. 4). In der gleichen Schicht
sind auch andere Ammoniten — namentlich Sciponoceraten
(S. gracile ?) — häufig. Typische Begleitelemente sind stark
verpreßte Inoceramus oder Mytiloides. Eine Bearbeitung der
Ammoniten-Fauna ist wegen des mißlichen Erhaltungszu-
standes schwierig, so daß deren Zuordnung zum obersten
Cenoman noch nicht abgesichert ist. WooD ist aufgrund eines
an Watinoceras erinnernden Fundstücks der Ansicht, daß es
sich auch um basales Turon handeln könnte. Bei exakter Be-
stimmung ließen sich die Ammoniten als gute Hilfsmittel für
überregionale Korrelationen mit Westeuropa und Nordame-
rika verwenden. Von Interesse ist, daß Neocardioceras auch
aus der sächsischen Kreide bekannt ist und daß J. Kennepy
1982 anläßlich einer Tagungs-Exkursion ein Einzelstück in
der Regensburger Kreide gefunden hat. Demgegenüber
scheint die Neocardioceras-Zone in allen Rotpläner-Profilen
unseres Raumes aufgrund der erwähnten lückenhaften Sedi-
mentation zu fehlen, und das erste Ökomaximum der unter-
turonen Mytiloides-Formen liegt meist schon dicht oberhalb
der plenus-Bank (z. B. Lesser Mulde, Sack- und Hilsmulde;
vgl. auch Fig. 6).
5. UNTER-TURON
Kaurrman (1978) und TRöGER (1981) führen eine sehr de-
taillierte Gliederung der Unter-Stufe in 5 bis 6 Zonen auf der
Grundlage von Mytiloides-Arten und -Unterarten durch.
Nach Kerıer (1982) ist es zweifelhaft, ob diese Feingliede-
rung auf die niedersächsischen Profile übertragen werden
kann; er beschränkt sich auf eine Zweigliederung; eine ähnli-
che Auffassung vertritt SEIBERTZ (1979, unveröff.) für das süd-
liche Münsterland. Wesentlich dürfte dies darauf beruhen,
daß in der Rotpläner-Fazies Niedersachsens und der zeit-
äquivalenten Kalkknollen-Fazies SE-Westfalens stärkere
Schichtreduktionen vorliegen, so daß Formen, die im We-
stern Interior der USA sowie im westlichen und östlichen Eu-
ropa aufeinanderfolgen, bei uns im gleichen Horizont vor-
kommen können.. Durch präzise Schicht-für-Schicht-Auf-
sammlungen muß dieses Problem — besonders auch in den
weniger stark kondensierten turonen Anteilen der Schwarz-
schiefer-Profile - kontrolliert werden. Bis dahin haben auch
wir uns in Fig. 2-5 mit einer Zweigliederung der Unter-Stufe
begnügt. Wir haben aber Hinweise dafür, daß sich in einigen
weniger stark kondensierten Rotpläner-Profilen (z. B. Bad-
deckenstedt) ein basaler Abschnitt abtrennen läßt, in dem sel-
tene Mytiloides opalensis (Böse) (non Serrz & M. goppelnen-
sis (BADILLET & SornaY)) mit M. mytiloides koexistieren.
Zumindest an diesen Fundpunkten ist also die Ausscheidung
einer opalensis/mytiloides-Zone möglich. Im oberen Unter-
Turon (sensu auctt.) müssen die Vertikalreichweiten von
M. subhercynicus (Seırz) und M. hercynicus (PETRASCHER)
noch genauer überprüft werden. In Profilen mit geringerer
wm
197}
NS
Kondensation (z. B. Misburg) liegt der Horizont von
M. subhercynicus eindeutig über dem der mytiloides/labia-
tus-Gruppe, in anderen (z. B. Sackmulde, s. Keızer 1982:
Abb. 11) fällt er mit diesem zusammen. Die nomenklatori-
sche Frage, ob der Name M. subhercynicus durch M. tran-
siens (SEITZ) zu ersetzen ist, wurde zuletzt von KELLer (1982:
133) diskutiert. Hinsichtlich der umstrittenen Einordnung
der subhercynicus- und hercynicus-Zone ins basale Mittel-
Turon sei auf SEIBERTZ (1979) und TROGER (1981) verwiesen.
6. MITTEL-TURON
a) Abgrenzung: Die Angleichung an das internationale
Schema machte es notwendig, die breite, traditionelle deut-
sche Fassung des Mittel-Turon aufzugeben und die Unter-
Stufe auf deren tieferen Abschnitt zu beschränken, in dem
Inoceramen der apicalis/cuvieriu/lamarcki-Formenkreise
vorherrschen. Die Beweisführung für diese Neufassung wird
in den Arbeiten von SEıBerTz (1979), TROGER (1981), KELLER
(1982) u. a. ausreichend behandelt. Keineswegs ausdiskutiert
ist aber die Frage der neuen Mittel-/Ober-Turon-Grenze in
NW-Deutschland. Der einfachste Weg wäre zweifellos, das
traditionelle untere Mittel-Turon zum neuen Mittel-Turon,
und das frühere obere Mittel-Turon zum Ober-Turon zu
machen. Dagegen bestehen jedoch fundierte Bedenken. Sie
veranlaßten uns, in Fig. 2-5 zwei Möglichkeiten der Grenz-
ziehung aufzuzeigen. Der fragliche Zwischenbereich — als
Übergangszone des /. ex gr. cuvierii und [. costellatus cf.
pietzschi bezeichnet - wird im Abschnitt B. 7 behandelt.
Für die darunterliegende Schichtfolge bietet sich eine Zwei-
teilung an, die den von Trücer (1981: Abb. 2) ausgeschiede-
nen Einheiten 17 und 18 entsprechen.
b) Faunenzone des /noceramus apicalis und I. cuviern:
In dieser Zone koexistieren kleine bis mittelgroße schwach
skulpturierte /. cuvierii SOwERBY mit I. apicalis Woos. Klar
auszuscheiden ist diese Zone beispielsweise an den Lokalitä-
ten Kahnstein, Lesser Mulde, Misburg, Sack etc. An der Un-
ter-Grenze besteht ein Überlappungsbereich mit dem oberen
Abschnitt der hercynicus-Zone, und im Sack-Profil liegt das
Hauptlager von M. hercynicus bereits in der tieferen apica-
lis/cuvierii-Zone (KELLER 1982). In England reicht 7. apicalıs
noch tiefer, in die Mytiloides labiatus-Zone (s. 1.) hinab, und
in diesem Niveau liegt auch das Stratum typicum dieser von
Woops benannten Form.
c) Faunenzone des /noceramus lamarcki, I. apicalis und
I. cuvieru:
Oberhalb der apicalis/cuvieru-Zone gesellen sich im Be-
reich der Tufflage C (Fig. 5) den bisherigen Leit-Inoceramen
eindeutige Jamarcki-Formen hinzu. /. cuvierü zeigt in die-
sem Abschnitt neben einer Größenzunahme eine stärker aus-
geprägte Skulpturierung. Hier bietet sich deshalb die Aus-
scheidung einer lamarcki/apicalis/cuvierii-Faunenzone an
(Fig. 25).
7. OBER-TURON
a) Abgrenzung: Das reiche Arten-Spektrum der Inocera-
men im Ober-Turon macht eine einheitliche Unterteilung
538
schwierig. Hinzu kommt, daß weder die Unter- noch die
Ober-Grenze der Unter-Stufe zufriedenstellend abgeklärt ist.
Grenze Mittel-/Ober-Turon: Die Grenzziehung ist
keineswegs so problemlos wie SEIBERTZ (1979c: 116) behaup-
tet. Die Problematik wird besonders in TröGErs Gegenüber-
stellung verschiedener Gliederungs-Schemata deutlich. Un-
glücklicherweise kann von unserer Seite nur wenig zur Klä-
rung der Grenzstreitigkeiten beigetragen werden, da die ent-
scheidenden Zonen-Ammoniten — Collignoniceras woolgari
(MAnTELL) und Romaniceras deverianum (D’ORBIGNY) — in
NW-Deutschland selten sind resp. fehlen. Jedoch ist die
oberturone neptuni-Zone mit ihrer sog. renssianum-Fauna
(Kennepy & Hancock 1978) durch ein reiches Ammoniten-
Spektrum im Hyphantoceras reussianum-Ökoevent (Fig. 4)
und dessen angrenzenden Teilen ausgezeichnet belegt und
kann die basale Abgrenzung des Ober-Turon erleichtern.
Charakteristische Glieder der reussianum-Fauna — wie Sca-
phites gemitzü D’Orsıcny und Hyphantoceras reussianum
(D’Orsıcny) selbst - greifen in den niedersächsischen Profilen
Kahnstein und Woltwiesche bei Söhlde vereinzelt bis in den
Bereich der gut faßbaren Lithoevents Tuff E und Mergellage
M; hinab (Fig. 5). Hier besteht damit eine empfehlenswerte
Möglichkeit der Abgrenzung. Es kommt hinzu, daß das sog.
„Upper Conulus-Eustatoevent“ dicht unterhalb der Tufflage
E einen weiteren, vielerorts ausscheidbaren Leithorizont re-
präsentiert, der sich besonders in der Schwellen-Fazies durch
großen Echiniden-Reichtum auszeichnet (z. B. in Wüllen,
Sarstedt, Woltwiesche; Ernst 1978 und ErnsT, SCHMID & Kuı-
SCHIES 1979).
Ein Nachteil dieser Grenzziehung wäre es, daß die Stu-
fen-Untergrenze alsdann in die Vertikalreichweite von /. co-
stellatus (s. |.) fallen würde. Das Erstauftreten dieser Form
sollte aber nach Meinung einiger Inoceramen-Stratigraphen
die Ober-Turon-Basis markieren (z. B. Seıwertz 1979, KeL-
LER 1982). In den ostniedersächsischen Profilen Salder und
Söhlde finden sich costellatus-ähnliche Formen erstmals be-
reits unterhalb der Tufflage D in einem gut faßbaren Ökoe-
vent, das sich als zweite Möglichkeit der Unterstufen-Ab-
grenzung eignet.
Grenze Ober-Turon/Unter-Coniac: Auch diese
Grenze ist auf Inoceramen-Basıs bisher nıcht ausdiskutiert
(vgl. TROGER 1981: Abb. 3). Kaurrman (1978), SEIBERTZ
(1979) u. a. ziehen sie mit dem Erstauftreten von /noceramus
rotundatus FiEGE. Barroisiceras haberfellneri (Hauer), der
als Leit-Ammonit des Unter-Coniac gilt, dürfte jedoch erst
etwas später einsetzen, so daß die Grenze zum Coniac dann
innerhalb der Vertikalreichweite von /. rotundatus — möglı-
cherweise in dessen erstem Hauptlager — gezogen werden
müßte (rotundatus-Event in Fig. 4; vgl. auch Rawson et al.
1978, KEıLEr 1982 u. a.).
b) Unterteilung: Faßt man die Unterstufen-Grenzen im
oben diskutierten Sinne (Ersteinsetzen von /. costellatus s. |.
bis zur Untergrenze des rotundatus-Events), so könnte man
mit TROGER (1981) in diesem Abschnitt vier Einheiten abgren-
zen (Unit 19, 21, 22 und tieferer Teil von 23). KeLzer (1982)
verfeinerte die Gliederung durch etwas abweichende Kombi-
nation der Inoceramen-Spektren. Wir selber führen in
Fig. 2-5 nach den Befunden in Ost-Niedersachsen eine Fünf-
gliederung durch, wobei wir aber offenlassen, ob die unterste
Zone mit dem Überlappungsbereich von mittel- und obertu-
ronen Inoceramen-Formen zum Mittel- oder Ober-Turon
gehört.
c) Übergangszone des /noceramus ex gr. cuvierii und
I. costellatus cf. pietzschi:
Als mittelturone Charakterformen dieser Faunenzone ha-
ben großwüchsige und grob berippte /. cuvierü und ebenfalls
große /. lamarcki stimckei Heımnz zu gelten. Vergesellschaf-
tet sind siemit Inoceramen des inaequivalvis-Formenkreises,
die mutmaßlich den Unterarten falcatus und modestus zuge-
hören. Neben diesen, in den meisten niedersächsischen
Fundpunkten dominierenden Elementen, treten kleinwüch-
sige, dünnschalige Inoceramen auf, die wir vorbehaltlich ei-
ner genaueren Untersuchung — vorerst als I. costellatus cf.
pietzschi bezeichnen. Sie beschränken sich in den Profilen der
Lesser Mulde anfangs auf eine geringmächtige Lage ca. 6 m
unterhalb des Tuffs D und sind hier mit zahlreichen dünn-
schaligen Echiniden (Sternotaxis u. a.) vergesellschaftet. Im
Bereich der Leithorizonte Tuff E und Mergellage Mg treten
z. B. in Salder und Woltwiesche erneut dünnschalige Inoce-
ramen auf, deren Art-Zugehörigkeit aber noch unsicher ist.
Folgt man dem Tröszrschen Schema, so dürfte die in Frage
stehende Zone seiner Einheit 19 entsprechen, in der 7. la-
marcki stimckei mit I. maequivalvis koexistiert. I. costella-
tus pietzschi wurde von ihm allerdings erst oberhalb von 19,
in seiner Einheit 21 registriert. Nicht auszuschließen ist, daß
in unserem Raum Schichtreduktionen im Gefolge des ‚‚Up-
per Conulus-Event“ vorliegen.
d) Faunenzone des /noceramus costellatus s. |. und
I. striatoconcentricus striatoconcentricus:
Diese Zone umfaßt einen relativ geringmächtigen Bereich,
der in- oder etwas oberhalb - der Mergellage M; beginnt und
noch innerhalb der bereits erwähnten ammonitenreichen Fol-
ge, d. h. den Scaphiten-Schichten s. str. endet. Sie ließ sich
insbesondere in Groß Elbe mit befriedigender Genauigkeit
fassen; ihre Obergrenze liegt hier ca. 10 m über dem eigentli-
chen Hypbantoceras-Event am Top der Schicht 95 (Bapave,
unveröff.). Es muß geprüft werden, ob die Kerı£rsche Auf-
fassung zu Recht besteht, daß es sich bei den costellatus-For-
men dieses Bereiches tatsächlich um die Typus-Unterart han-
delt. Allem Anschein nach entspricht unsere Zone nämlich
Tröcers Einheit 21, in der I. striatoconcentricus striatocon-
centricus mit I. costellatus pietzschi koexistieren soll. In einer
brieflichen Mitteilung schließt sich auch C. J. Woop dem
Tröcerschen Konzept weitgehend an. Demzufolge könnte es
notwendig werden, das in Fig. 2-5 angegebene Index-Fossil
I. costellatus costellatus durch 7. costellatus pietzschi zu er-
setzen. Neben den namengebenden Leitarten wurde in eini-
gen niedersächsischen Profilen (z. B. Sack, Flöteberg, Söhl-
de) /. inaequivalvis registriert, und KELL£r (1982) verzeich-
nete schon die ersten M. labiatoidiformis.
e) Faunenzone des Mytiloides labiatoidiformis und
M. striatoconcentricus striatoconcentricus:
Die Zonen-Untergrenze wurde soeben diskutiert; die
Obergrenze fällt nach neuesten Ergebnissen in Groß Elbe und
Salder in den Bereich der Tufflage F, so daß sie in Fig. 4 um 3
bis 4 m nach unten verlagert werden muß. Die Inoceramen-
Fauna dieses Abschnitts zeigt einen signifikanten Wechsel,
und deren Artenzahl erhöht sich bedeutend (Keırer 1982:
Abb. 20; TröGer 1981). Neben den Zonen-Leitformen treten
M. striatoconcentricus aff. carpathicus (SIMIONEscu), I. fre-
chi FLEGEL, I. fiegei 'TROGER, I. dresdensis TROGER, I. costel-
latus u. a. auf. Manche dieser Formen lassen sich hinsichtlich
einer Ökostratigraphie verwenden. So scheint sich 7. fiegei
fiegei auf einen geringmächtigen Horizont rd. 5-6 m unter
der Tufflage F zu konzentrieren (Groß Elbe und Sack). An
den gleichen Fundpunkten zeigt M. striatoconcentricus aff.
carpathicus dicht unterhalb von F ein Maximum.
Die Affinität der beiden Ökomaxima legt es neben anderen fauni-
stischen Belegen nahe, KELLERs (1982: Abb. 16) unbenannten Tuff
im Profil Adenstedt V der Sackmulde als Tuff F zu identifizieren. Die
von KELLER postulierte Aufschlußlücke von rd. 10 m zwischen den
Profilen Adenstedt V und Sack I beruht nach Meinung von G. E. und
F. S. auf einer Fehlinterpretation und beide Aufschlüsse überlappen
sich sogar.
Das Hauptlager von M. labiatoidiformis registrierte Ker-
LER (1982: Abb. 17) ebenfalls im Bereich von Tuff F. Im östli-
chen Niedersachsen ist letztgenannte Form dagegen eher sel-
ten; dies scheint nach TrOöGer auch für Mittel- und Osteuropa
zu gelten. Einschränkend ist anzumerken, daß Keııer die Art
M. labiatoidiformis (TROGER) wesentlich breiter faßt, als
TROGER (1967) es in seiner Originalbeschreibung getan hat.
f} Faunenzone des ‚/noceramus aff. frechı“:
Die Zonen-Üntergrenze ist durch die drei nahe beieinan-
derliegenden Tuffe F und G sowie das Micraster-Event aus-
gezeichnet markiert. Die Obergrenze wurde in den Profilen
Salder, Kahnstein, Sack und Hils unterschiedlich gefaßt.
Nach den Befunden in Salder liegt sie zwischen den beiden
Didymotis-Ökoevents (Fig. 4), womit die Zonen-Mächtig-
keit in diesem Profil ziemlich bedeutend wäre (ca. 70 m). Für
die Zukunft streben wir deshalb eine detailliertere Untertei-
lung an. Erschwerend wirkt sich aus, daß Inoceramen nur in
den unteren und oberen Profilabschnitten häufiger sind, in
denen sich auch die bisher bekannten Ökoevents konzentrie-
ren. Gute Korrelations-Hilfe versprechen jedoch die zahlrei-
chen Mergel- und Kalkmergellagen, die für fast alle nieder-
sächsischen Profile kennzeichnend sind (z. B. Sack, Salder,
Flöteberg, Lüneburg). Die derzeitige Benennung - als Zone
des ‚I. aff. frechi“ — stellt ein von Woon vorgeschlagenes
Provisorium dar. Die exakte systematische Stellung und De-
termination der Leitform muß noch geprüft werden. Eine
gewisse Verwandtschaft besteht zu /. glatziae (sensu Ran-
WANSKA) und zu M. labiatoidiformis (im breiten Sinne von
Kerer). Die im Sackwald von Kerı£r (1982: Abb. 2) durch-
geführte Gliederung weicht in diesem Abschnitt gravierend
von der unsrigen ab. Für den unteren Teil unserer ‚I. aff.
frechi“-Zone wählte Kerr /. waltersdorfensis hannovren-
sis Heınz als Zonen-Indikator. Dieser Version vermögen wir
uns für die ostniedersächsischen Profile nicht anzuschließen,
da Inoceramen des waltersdorfensis hannovrensis-Komplexes
in diesem Niveau nur sehr vereinzelt auftreten und erst dicht
unter der Turon/Coniac-Grenze häufig werden (vgl. Kap.
B. 7. g). Die höheren Teile unserer ‚‚/. aff. frechi“-Zone
schlägt Keıı£r schon seiner rotundatus-Zone zu. Auch dieser
539
Zuordnung müssen wir widersprechen, da der leitende 7. ro-
tundatus FiEGE zunächst äußerst spärlich bleibt oder
überhaupt fehlt. Erst in der unteren Cremnoceramus-Unter-
stufe entwickelt er auffällige Ökomaxima (vgl. Kap. B. 8).
Leider entspricht damit weder unsere rotundatus- noch un-
sere waltersdorfensis hannovrensis-Zone der Keııerschen
Fassung, und wir müssen den geneigten Leser nachdrücklich
auf diese Diskrepanzen in den beiderseitigen Gliederungs-
schemata aufmerksam machen. Neben der Leitform konnten
wir in der ‚‚/. aff. frechi“-Zone Inoceramen der striatocon-
centricus- und costellatus-Gruppe, I. longealatus 'TROGER, 1.
cf. glatziae, I. websteri (sensu Woops non MAaNTELL), /. Iu-
satiae, I. dresdensis u. a. nachweisen, von denen jedoch kei-
ner ausreichende Leitfossil-Eigenschaften besitzt.
g) Subzone des/noceramus waltersdorfensis hannovrensis:
Diese Einheit umfaßt nur einen ziemlich geringmächtigen
Bereich unterhalb der von uns gewählten Turon/Coniac-
Grenze. In Schicht 45 des Profils Salder ist ihre Untergrenze
durch das Massenauftreten kleinwüchsiger Exemplare des
Leitfossils gekennzeichnet. Die typische Begleitform ist ein
relativ großwüchsiger Didymotis (nach Woon vielleicht
D. uermoesensis (SimIONEscu)). Beide zusammen charakteri-
sieren ein markantes Ereignis, das in Fig. 4 als oberes Didy-
motis-Event ausgeschieden ist. Es bleibt abzuwarten, ob sich
dieses Event auch ın anderen Profilen nachweisen läßt; zu-
mindest am Kahnstein ist es aller Wahrscheinlichkeit nach
vorhanden. /. waltersdorfensis und seine Unterarten zählen
in Salder auch noch oberhalb der Coniac-Grenze zu den häu-
figsten Fossilien. In Schicht 57 - rd. 10 m über der Stufen-
grenze - konzentrieren sie sich zu einem weiten Ökoevent mit
vorwiegend großen, dem Typus von /. w. hannovrensis glei-
chenden Exemplaren. Didymotis bildet in der obersten ‚,/.
aff. frechi“-Zone (Schicht 39 in Profil Salder) eine weitere
markante Lage, so daß die Ausscheidung einer Didymotis-
„‚Range-Zone“ möglich ist; letztere könnte entscheidend zur
Korrelation mit der amerikanischen Oberkreide beitragen
und für die Diskussion der Turon/Coniac-Grenze nützlich
sein. Angemerkt werden muß, daß Wooo es für wahrschein-
lich hält, daß Didymotis in den USA in etwas höherer Posi-
tion auftritt.
8. UNTER-CONIAC (Cremnoceramus-Unterstufe)
Die Untergrenze wurde bereits mehrfach angesprochen
(Kap. B. 7. aundB. 7. g). Wir definieren sie mit dem ersten
Massenauftreten von /. (Cremnoceramus) rotundatus, einem
offenbar überregionalen Ereignis, das bisher an den Lokalitä-
ten Salder, Sack und Staffhorst nachgewiesen werden konnte.
Für die Detailgliederung des Unter-Coniac bietet sich die
Cremnoceramus-Reihe rotundatus — erectus — deformis an.
Häufigkeit und weite Verbreitung prädestinieren sie bekann-
termaßen zu brauchbaren Leitformen. Gute Eignung zur
Korrelation verspricht ferner das inconstans-Event (Fig. 4),
das sicherlich über Salder und Staffhorst hinaus auch andern-
orts nachgewiesen werden kann.
540
G.EVENT-SIRATIGRAPHIE
1. ALLGEMEINES ZUR EVENT-STRATIGRAPHIE
Wenn man die zahlreichen, seit Begründung des IGCP-
Projekts weltweit unter dem kleidsamen Terminus ‚‚Mid-
Cretaceous Events‘ erschienenen Publikationen und Vor-
tragsreferate der MCE-Symposien Revue passieren läßt, so
befassen sich nur wenige mit einer echten Event-Strati-
graphie. Neben klassischen Forschungsobjekten — wie Li-
tho- und Biostratigraphie, Fauna, Evolution und Fazies —
wurden zwar auch eustatische, orogenetische, plattentektoni-
sche oder anoxische Events behandelt, doch suchte man sie
nur selten für eine umfassende und übergreifende Event-Stra-
tigraphie zu nutzen.
Auch unsere Arbeitsgruppe verwendete anfangs ihre
Hauptarbeitskraft auf traditionelle stratigraphische und fau-
nistische Zielsetzungen. Den Events — als geochronologi-
schen Hilfsmitteln — standen wir eher skeptisch gegenüber.
Mit zunehmender Verfeinerung der Gliederungssysteme
zeigte sich jedoch, daß die klassischen Methoden bei Feinkor-
relationen der Gebietsstandards ıhre Grenzen erreicht hatten.
Immer wieder mußten wir feststellen, daß die Vertikalreich-
weiten der Leitformen keineswegs in allen Gebieten und dif-
ferierenden Faziesbereichen übereinstimmten. Insbesondere
hängen die üblichen Biozonen-Vergleiche zu stark vom je-
weiligen Fossilreichtum, von Zufallsfunden seltener Leitar-
ten, Intensität der Sammelarbeiten und Aufschlußverhält-
nisse ab. Exakte Profil-Korrelationen sind auf dieser Basis
kaum durchzuführen.
Bei der Lösung dieses Dilemmas erwiesen sich jedoch die
Events als probates Mittel. Mit ihrer Hilfe konnten regionale
Differenzen in den geochronologischen Schemata ausgegli-
chen und überbrückt werden. Der Umfang von Schichtlük-
ken und das Ausmaß von stratigraphischen Reduktionen und
Kondensationen ließ sich mit wachsender Genauigkeit ab-
schätzen.
Die Event-Stratigraphie erhielt somit definitiv eine Art
selbständigen Rang unter den geochronologischen Metho-
den, ohne daß sie allerdings auf das mehr oder weniger weit-
maschige Netz der Zonen-Gliederung verzichten kann.
Klassifikation der Events: Klassifikatorisch wurde
zwischen Eustato-, Öko-, Litho-, Tephro-, Tekto-, Phylo-
und oxisch/anoxischen Events unterschieden. Unter diesen
kommt den eustatischen Events sicherlich eine herausragen-
de, vielfach überregionale Bedeutung zu. Aber auch gewisse
Ökoevents zeigen eine bemerkenswerte horizontale Reich-
weite und spiegeln die Gleichzeitigkeit von Umweltänderun-
gen in den europäischen Kreidemeeren wieder (vgl. Kap.
©. 7:
Wie bei jeder Klassifikation ist eine scharfe Trennung der
verschiedenen Event-Typen in vielen Fällen schwierig. Eher
sind Überschneidungen die Regel. Eustatoevents mit regres-
siven Tendenzen dokumentieren sich häufig als Lithoevents
oder als Fossillagen (Ökoevents). Ebenso werden oxisch/an-
oxische Ereignisse habituell erst durch Fazieswechsel oder Li-
thoevents kenntlich.
2. OST/WEST- UND NORD/SÜD-KORRELATION
In den folgenden Kapiteln haben wir uns im wesentlichen
auf eine Ost/West-Korrelation der isolierten Kreide-Gebiete
von Östniedersachsen, Zentralniedersachsen und Westfalen
konzentriert. Die Brücke zu den lokalen nördlichen Auf-
schlüssen von Staffhorst, Lüneburg und Helgoland ist
schwieriger zu schlagen. Die Ausweitung des Event-Korrela-
tionsschemas auf die west- und osteuropäischen Regionen
kann im Rahmen dieser Publikationen nur andiskutiert wer-
den (s. Kap. C. 7). Geotektonisch werden die Kreide-Vor-
kommen von Öst- und Zentral-Niedersachsen durch die sog.
Mittelmeer-Mjösen-Strukturzone getrennt. Zwischen die
zentralniedersächsische und westfälische Kreide schaltet sich
das Hochgebiet der Lippisch-Westfälischen Schwelle ein
(Fig. 1). Die Ablagerungsräume zeigen einige grundsätzliche
Unterschiede.
In Niedersachsen beeinflußten halokinetische Faktoren
das Sedimentationsgeschehen, und die Position der Profile zu
den Salzdiapiren spielt eine wesentliche Rolle. Je nachdem,
ob sich die Aufschlüsse an den Flanken der Salzstöcke oder in
den dazwischenliegenden weitgespannten Mulden befinden,
ist zwischen Schwellen-, Randsenken- und Becken-Fazies zu
unterscheiden (vgl. Ernst, SCHMID & KuiscHies 1979). Schon
in nahe benachbarten Profilen kann es zu Sedimentations-
und Mächtigkeits-Differenzierungen kommen (vgl. Kap.
C. 3 sowie Keıter 1982, MEYER 1982, SEIBERTZ 1981).
Vergleichsweise ruhig verlief die Sedimentation am Nord-
rand des Münsterlandes. Hier lassen sich die Aufschlüsse
schon auf lithostratigraphischer Basis zufriedenstellend kor-
relieren. Nur am Westrand, im Grenzbereich zur osthollän-
dischen Schwelle und rheinischen Masse liegen z. B. in Wül-
len Sedimente mit reduzierter Mächtigkeit vor.
Am Südrand des Münsterlandes schalten sich in die karbo-
natısche Normalfazies verschiedentlich ‚‚,Grünsande“ ein, die
in der Regel Schichtlücken indizieren (vgl. Kap. C. 3). Au-
ßerdem komplizieren Sedimentations-Anomalien einen ruhi-
gen Ablauf, die nach Seıserrz (1979a) durch Schollentektonik
verursacht wurden.
Von den nördlichen Kreide-Aufschlüssen - Staffhorst, Lü-
neburg und Helgoland - liefert nur Staffhorst ein relativ lük-
kenarmes Profil mit rd. 230 m mächtigem Cenoman und Tu-
ron. Lüneburg und Helgoland liegen auf den Kissen von krei-
dezeitlich aktiven Salzstrukturen und zeigen entsprechende
Schichtreduktionen. Nachteilig wirkt sich aus, daß die
Event-Stratigraphie in den abgesoffenen Kreidegruben von
Lüneburg und in dem bereits 1961-1964 abgeteuften
Schachtprofil Staffhorst nicht mehr gezielt überprüft werden
kann. Eine Rekonstruktion ist nurmehr anhand von Fossil-
material, Berichten und Literaturangaben möglich (z. B.
Heinz 1926). In Helgoland sind die anstehenen Schichten nur
submarin zugänglich, und die Profilbearbeitung muß sich
vornehmlich auf ertauchte und angeschwemmte Proben stüt-
zen (SCHMID & SPAETH 1980).
3. EUSTATOEVENTS
(Fig. 2-3)
Die untere Oberkreide unseres Raumes ist verhältnismäßig
reich an eustatischen Events, so daß mit ihrer Hilfe eine ziem-
lich detaillierte Gliederung möglich ist. Vom Cenoman bis
Mittel-Coniac lassen sich etwa ein Dutzend Ereignisse aus-
scheiden, die sich nach Fig. 3 einigermaßen regelmäßig auf
diesen Zeitabschnitt verteilen. Der mittlere Abstand der Mee-
resspiegelschwankungen berechnet sich anhand der absoluten
Skala mit rd. einer °/, Million Jahre.
Benennung: Wir haben uns auf den eher unverbindli-
chen Terminus ‚‚Eustatoevent“ geeinigt, da ein klarer Ent-
scheid über die trans- oder regressive Tendenz von eusta-
tischen Ereignissen nicht immer möglich ist. Geht einer
Transgression eine Regression voraus, so ist letztere häufig
nur negativ, durch einen Hiatus gekennzeichnet, und erst die
transgressive Phase hinterläßt typische Hinweise im Sedimen-
tationsgeschehen. Die Einzel-Events wurden von uns entwe-
der nach dem stratigraphischen Abschnitt oder ihren charak-
teristischen Fossil-Assoziationen benannt. Vorzugsweise
wurden Echiniden und Austern herangezogen, die zumindest
bei Massenauftreten als brauchbare Flachwasser-Anzeiger
gewertet werden können.
Kennzeichen der Eustatoevents: Habituell können
Eustatoevents ihren Ausdruck in Transgressions-Anzeichen,
Erosionstaschen, Schichtlücken, Hartgründen, Glaukonit-
Horizonten, Konkretions- oder Kalkknollen-Lagen, abrup-
ten Faziesänderungen, Sedimentations-Anomalien oder Fos-
sillagen finden. Alle diese Phänomene wurden in Fig. 2 durch
spezifische Symbole gekennzeichnet und in ihrem regionalen
Wandel dargestellt. Sofern nur Striche in die Einzelspalten
eingetragen sind, so können diese entweder Kenntnislücken
oder den objektiven Mangel an charakteristischen Hinweisen
bedeuten.
Glaukonit-Horizonte: Sämtliche ,‚‚Grünsand“-
Events der westfälischen Kreide — wie ultimus-, Hemmer-
ner-, Bochumer-, Soester- oder Rothenfelder-,,Grünsand“ —
repräsentieren nach unserer Meinung eustatische oder tekto-
genetische Ereignisse, denen vielfach Schichtlücken voraus-
gehen. Besonders umfangreich dürfte der Hiatus an der Basis
des oberturonen Soester ‚„‚Grünsandes“ sein. Allem Anschein
nach besitzen alle westfälischen Glaukonit-Horizonte zeit-
gleiche lithologische oder faunistische Äquivalente in der nie-
dersächsischen Kreide.
Küsten-/Becken-Bereich: Eustatoevents prägen sich
ihrer Natur nach in küstennäherer paläogeographischer Posi-
tion deutlicher ab als im Beckeninnern. Deshalb nımmt es
nicht Wunder, daß in den küstenferneren Profilen von Staff-
horst, Lüneburg und Helgoland bisher nur wenige eusta-
tische Ereignisse belegt werden konnten. Doch spielt hierbei
auch der dürftige Kenntnisstand dieser Aufschlüsse eine Rolle
(sJKap@.22):
Isochronie: Es ist uns bewußt, daß die exakte Isochronie
vieler Eustatoevents— wie die der anderen Events- in etlichen
Fällen noch eingehender überprüft und durch Spezialunter-
suchungen abgesichert werden muß. Gerade bei transgressi-
ven Ereignissen muß ihrer Natur nach mit diachronen Ten-
denzen gerechnet werden.
541
Trans- und Regressionskurve (Fig. 3): Eine Bewertung
der trans- oder regressiven Tendenzen ist quantitativ nur schwer
durchzuführen. Daher haben wir in Fig. 3 bewußt darauf verzichtet,
dem mutmaßlich globalen Anstieg des Meeresspiegels im Verlauf des
Alb-Cenoman Rechnung zu tragen. Diese Tendenzen wurden mehr-
fach in jüngeren Publikationen von HANcCOock (1969, 1975: Fig. 5),
HANCOCK & KAUFFMAN (1979: Fig. 4-5) u. a. aufgezeigt und disku-
tiert. Der in Fig. 3 eingezeichnete Kurvenverlauf hat eher unsere sub-
jektive Intuition für den regional eng begrenzten nordwestdeutschen
Raum zur Grundlage. Wir sind der Ansicht, daß die kleinräumigen
epirogenetischen, orogenetischen und halokinetischen Vorgänge die
globalen Ereignisse vielfach überprägen und überlagern. Im übrigen
sind die Kurven von HANcCOocK und KAUFFMAN stratigraphisch zu
ungenau fixiert, um präzise Vergleiche anstellen zu können. Das Ma-
ximum im Mittel-Cenoman, das Minimum im Cenoman/Turon-
Grenzbereich und der erneute Anstieg im tieferen Turon kennzeich-
nen aber auch unseren Kurvenverlauf. Auch könnte man die Regres-
sionsphase im höheren Turon der angloamerikanischen Kurven mit
dem nordwestdeutschen ‚‚Upper Conulus-Event‘ oder dem Micra-
ster-Event parallelisieren. Das Minimum unseres ‚‚Emscherian-
Event‘ besitzt jedoch in den Kurven von HANCOCK & KAUFFMAN
kein Äquivalent, sondern fällt in einen transgressiven Abschnitt. Die
den gerasterten Teil unserer Kurve durchziehende Linie soll nur als
optisches Hilfsmittel dienen und nicht etwa eine fiktive mittlere Mee-
resspiegelhöhe in der Oberkreide-Zeit indizieren.
Einzelbeispiele:
Die detaillierte Beschreibung aller in Fig. 2-3 aufgeführten
Eustatoevents muß der geplanten Hauptveröffentlichung
vorbehalten bleiben. Hier können wir nur Kurzbeschreibun-
gen liefern. Einige eustatische Ereignisse der nordwestdeut-
schen Kreide wurden von uns bereits früher behandelt
(ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 41 f.; ERNST, SCHMID, KEL-
LER et al. 1979: 11 f.; KeLter 1981, 1982, SEıBERTZ 1979a, b).
a) Ultimus/Aucellina-Eustatoevent:
Dieses Ereignis wurde bereits im Kap. B. 2 andiskutiert,
und Kerı£r (1982) hat es erst kürzlich für den zentralnieder-
sächsischen Raum ausführlicher behandelt. Die charakteristi-
sche Grünsandfazies wird üblicherweise von Phosphorit-
Konkretionen begleitet. In SE-Westfalen läßt sich die Pho-
sphorit-Knollenlage zwischen Rüthener- und ultimus-Grün-
sand über rund 30 km verfolgen. Das Aucellina-Hauptlager
folgt in der Regel erst unmittelbar über dem Hauptvorkom-
men von Neobibolites ultimus (z. B. Sack und Flöteberg).
Die bereits erwähnte Schichtlücke an der Basis des Events
umfaßt mutmaßlich in der Regel nur den höchsten Teil der
Stoliczkaia dispar-Zone des obersten Alb sowie das unterste
Unter-Cenoman (Zone des Utaturiceras vicinale im Vor-
schlag von WIEDMANN & SCHNEIDER 1979).
b) Schloenbachia/virgatus-Eustatoevent:
Dieses regressive Event wird in Niedersachsen durch eine
Acme-Zone von Schloenbachia gr. varıans und Inoceramus
virgatus gekennzeichnet. Im südlichen Westfalen ist es nach
SEIBERTZ (1979, unveröff.) durch den sog. Hemmerner Grün-
sand vertreten, der gleichfalls neben 7. virgatus massenhaft
Schloenbachia führt, von denen letztere nur schemenhaft, in
glaukonitfreien Steinkernen identifizierbar sind. Die genaue
stratigraphische Position des Events ist wegen der schlecht
erhaltenen Mantelliceraten noch nicht endgültig abgesichert.
In den Fig. 2-3 haben wir dies Event an die Grenze der sax-
buü- zur dixoni-Zone gestellt. Dies stimmt nach Woop mit
den Befunden in S-England - insbesondere Dover — überein.
Da das Event darüber hinaus auch in der nordenglischen Pro-
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N PIWOJaJ0U|
n SUO1]J3S PJOPUDJS LO pasog sSjuaA3 3,0 S91]S1398)90J04yJ 101905
Zones of
Inoceramids
. subguadratus
l. involutus
I. koeneni
n u
.{ir) erectus
I.(Cr) rotundatus
I. walt. hannovrensis
| || Ss
88
Lapicalıs+ I.cuvierii
M. hercynicus
TURONIAN |CONIACIAN
89
S | S Msubhereynicus _
9 M labıatus +
M mytiloıdes
Neocardioceras
juddii
90 =
a
ES PR EEE
— | Calyc. naviculare+
Inoc. pictus
91
&
>)
=
>Z
©
>
oO
|
= marly
Acanthoceras
Jukesbrownei
Acanth. rhotomagense +
Turrilites acutus
32 Acanth. rhotomagense +
Turrilites costatus
Mantelliceras
dixoni
33 Mantelliceras
saxbii
CENOMANIAN
Neoh. ultimus +
Mantelliceras mantelli
Fig. 3.
vinz nachgewiesen werden konnte, dürfte es sich hervorra-
gend für überregionale Korrelationen eignen.
c) Middle Cenomanian-Eustatoevent:
Dieses ebenfalls regressive Event stellt zumindest in Nie-
dersachsen am Nordrand der Lesser Mulde und in Misburg
einen markanten, bis etwa 1,5 m mächtigen Leithorizont dar,
der erstmalig von BrAurıGam (1962: 21) beschrieben wurde.
Er ist durch ein Akkumulat bis kartoffelgroßer, oft grün ge-
rindeter, verbackener Kalkknollen gekennzeichnet. Diese
regressive -
Be red coloure
limestones
or black
Conceptions of Eustato-Events in the „Middle Cretaceous”
of Westphalia (W) and Central and Eastern Lower Saxony (LS)
(MCE-Working Group Germany-N ; ERNST, SCHMID & SEIBERTZ 1982)
543
Eustatic Movements, typical Facies and Events
transgressive
Emscherian-Event
Facies Change (W+LS)-tectonic Event (LS)
Ilseder Phase
Lower Coniacian-Event
Rothenfelder Gs. + Sediment. Anomalies (W)
Micraster-Event
Hiatus+Soester Grünsand (W)-Micr -Layer(LS)
Upper Conulus-Event
Hiatus (W)- „Conulus-Facies” (W+LS)
Lower Conulus-Event
Bochumer Grünsand+ Bürener Konglomerat (W)
-Facies Change (LS)
Rotpläner/Black Shale-Event
Oxic/Anoxic-Event (W+LS)
plenus-Event
Hiatus + Facies Change (W+LS)
Oyster- Events (W+L5)
Middle Cenomanian-Event
Flint layers(W)-Hardground with Pebbles (LS)
Schloenbachia/virgatus-Event
Hemmener Grünsand (W)- Limestone Pebbles(LS)
ultimus/Aucellina-Event
„Tourtia”(S-W)-ultimus -Grünsand (LS)
Knollen sind vielfach angebohrt und von Epizoen bewachsen
(ERNST, SCHMID, KELLER et al. 1979).
Der gleiche Horizont ist weniger markant am Lichtenber-
ger Höhenzug (Baddeckenstedt) und in Sack- und Hilsmulde
als Kalkknollenbank entwickelt. Auffallend ist überall das
gehäufte Vorkommen von Holaster subglobosus und gele-
gentlich das von Acanthoceras-Fragmenten. Alle genannten
Merkmale weisen auf Flachwasserverhältnisse mit reduzierter
Sedimentation und Hartgrund-Eigenschaften hin (sog.
„HG-grün“). Lithostratigraphisch ist das Event an, oder
544
knapp unter der Faziesgrenze der Mergelkalk-Folge gegen die
weißen Coccolithen-Kalke (‚Arme rhotomagense-Kalke“)
einzuordnen. Biostratigraphisch fällt es nach den wenigen
Funden von Turrilites cf. acutus mit ziemlicher Sicherheit in
das mittlere Mittel-Cenoman, doch muß der Umfang der
Schichtlücke oder Kondensation noch genauer präzisiert
werden. Im südlichen Westfalen stellen sich im gleichen Ni-
veau entweder Feuersteine (im SE) oder Grünsande (im SW)
ein (Fig. 2).
d) Oyster-Eustatoevents:
Es handelt sich für gewöhnlich um mehrere (meist 2 bis 3)
dünne Austernlagen, die sich ın der sonst vorherrschenden
rein weißen Coccolithen-Fazies durch etwas gröberes Sedi-
ment und gelegentliche Dunkelfärbung hervorheben. Zwei
unterschiedliche Austern-Formen treten auf, und zwar kleine
Pycnodonte cf. vesicnlarıs und Amphidonte obligquatum
(PuLteney) (det. A. DHonDT). Erstere tritt bevorzugt in der
unteren, letztere in den oberen Lagen auf. Die Pycnodonte-
Lage istüblicherweise am besten ausgeprägt und identisch mit
der Austernbank der früheren Autoren. In vielen Fällen sind
die Austern beidklappig erhalten, blieben in der typischen
gewölbt-unten-Stellung orientiert und nutzten ihre eigenen
Artgenossen oder Fossilfragmente als Anheftungsobjekte.
Daneben treten aber auch isolierte, offenbar aufgearbeitete
Klappen auf. Die regionale Verbreitung der Austernlagen ist
bedeutend. Sie konnten nicht nur in fast allen unseren nord-
westdeutschen Fundpunkten, sondern auch in der nordengli-
schen Provinz nachgewiesen werden. Die höheren Austern-
Events sind darüberhinaus auch für Südengland charakteri-
stisch. Unter eustatischen Aspekten deuten die Austernlagen
ein oszillierendes Verflachen der Meerestiefe an und weisen
auf verminderte Sedimentation hin. Hinsichtlich der strati-
graphischen Position sei auf Kap. B. 3. e und Fig. 2-4 ver-
wiesen.
e) Plenus-Eustatoevent: Siehe Kap. C. 6.
f) Mytiloides-Eustatoevents:
Sie sind durch ein mehrfaches Massenvorkommen von ver-
schiedenen Mytiloides-Arten gekennzeichnet, die oft in dich-
ter Packung ganze Bänke aufbauen. Auffällig ist die vorherr-
schende gewölbt-unten-Anordnung, wobei oft beide Klap-
pen noch unmittelbar aneinander stoßen. Soweit ausreichend
untersucht, handelt es sich um drei Hauptlager, die Heımz
(1926) schon in den beckenferneren Profilen von Lüneburg
ausscheiden konnte und die Kerı£r (1982, Abb. 11) im Sack
und SEısertz (19795, c) im südlichen Westfalen wiederfan-
den. Die Natur dieser Events — ob eustatisch oder ökologisch
bedingt - ist noch unsicher. Auffällig ist, daß sich die ersten
bankartigen Massenvorkommen von Mytiloides in Misburg
und Sack in den höchsten Schwarzschiefer-Lagen resp. dicht
oberhalb derselben einstellen. Da Schwarzschiefer gemeinhin
eher größere Meerestiefen indizieren, ist es wahrscheinlich,
daß die Mytiloides-Events mit regressiven Tendenzen ver-
knüpft sind.
g) Lower Conulus-Eustatoevent:
In SE-Westfalen ist das Ereignis durch Erosionstaschen mit
flachen intraformationalen Kalkgeröllen charakterisiert (sog.
Bürener Konglomerat, SEıwertz 1979a: 7). Sein westliches
Äquivalent dürfte der Bochumer Grünsand sein. Im östlichen
Niedersachsen ist der Faziesumschlag von roten, z. T. knol-
ligen Flachwasserkalken zu normaler weißer Kalksedimenta-
tion unter Vorbehalt als zeitgleich anzusehen. In diesem Be-
reich tritt Conulus subrotundus (MANTELL) auf, woraus die
gewählte Bezeichnung resultiert. Im Raum Salzgitter lassen
sich überdies halokinetisch erklärbare Sedimentations-An-
omalıen feststellen.
h) Upper Conulus-Eustatoevent:
Das Event wurde von uns bereits mehrfach behandelt
(Ernst 1978; ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 35 f.; ERNST &
SCHMID, im Druck). Nach neuerer Auffassung (SEIBERTZ) muß
die noch 1979 von uns vermutete Korrelation dieses Events
mit dem soeben besprochenen Bochumer Grünsand und Bü-
rener Konglomerat korrigiert werden, da diese mit dem
„Lower Conulus-Eustatoevent“ isochron sein dürften.
Stattdessen besteht im südlichen Münsterland in diesem Ni-
veau ein Hiatus. Stratigraphisch fällt das Event in die Faunen-
zone mit großen /noceramus ex gr. cuvierii und I. lamarcki
stimckei, die z. B. in Wüllen vielfach mit Conulus-Coronen
gefüllt sind.
1) Micraster-Eustatoevent:
Hinsichtlich dieses weit verbreiteten und gut faßbaren
Events kann auf Ernst, SCHMID & KuiscHies (1979: 30) verwie-
sen werden. Neu ist, daß SEIBERTZ geneigt ist, den Soester
Grünsand als Äquivalent des niedersächsischen Micraster-
Events anzusehen, da dieser eine identische Micraster-Fauna
beinhaltet und über ihm die gleiche Inoceramen-Assoziation
folgt. Im Evolutionsgeschehen der Micraster-Hauptlinie fin-
det zu diesem Zeitpunkt nämlich ein entscheidender Schritt
statt, der es nahelegt, den Ulceby-Marl der nordenglischen
Provinz (oder das darüber liegende Ulceby Oyster-Bed) mit
unserem Micraster-Mergel Mo zu parallelisieren (briefl. Mitt.
Woop). Möglicherweise kommt damit auch diesem Event
eine herausragende überregionale Bedeutung zu. Biostrati-
graphisch ist der Micraster-Mergel als zentrale Lage innerhalb
des Events in die unterste „‚/noceramus aff. frechi“-Zone zu
verlagern, nachdem sich herausstellte, daß die Untergrenze
dieser Zone in die Tufflage F fällt (vgl. Kap. B. 7. e und
Fig. 5).
j) Lower Coniacıan-Eustatoevent:
Hier handelt es sich um ein weniger auffälliges Event, das in
seiner regionalen Verbreitung noch präzisiert werden muß.
Im SE-Münsterland ist es durch Sedimentations-Anomalien
im Gefolge synsedimentärer Schollentektonik erkennbar
(SEIBERTZ 1979a). Das nordostwestfälische Äquivalent könnte
der Rothenfelder ‚‚Grünsand“ sein. Im Bereich des Events
sind in vielen Profilen Seeigel der Untergattung /somicraster
angereichert und im Wetterschacht Grevel und benachbarten
Profilen zeigt sich z. B. eine prägnante Acme-Zone von Mi-
craster (Isomicraster) aff. brevis (Desor). Diese Acme-Zone
ist möglicherweise isochron mit einem Peak in der Häufigkeit
von Echinocorys gravesi (Drsor) im Schacht Staffhorst
(Ernst 1970: Abb. 1, 2; Seıgertz 1978: Abb. 15).
k) Emscherian-Eustatoevent:
Dieses unter allen Eustatoevents unseres Raumes vielleicht
wichtigste Ereignis ist durch eine erhebliche Belebung des
tektonischen Geschehens bedingt: Hebung des Harzes ım
Verlauf der subherzynen Ilseder Phase sowie Heraushebung
der Lippisch-Westfälischen Schwelle nebst Großgleitungen
im Gebiet von Halle (VoıGr 1977). Insofern könnte man es
auch als Tektoevent bezeichnen. Lithologisch ist es durch eı-
nen auffälligen Fazieswechsel von biogen-kalkiger zu feinkla-
stischer Sedimentation (Emscher-Mergel) gekennzeichnet.
Den früher von uns (ERNST, SCHMID & KuiscHies 1979: 42) ge-
wählten Terminus ‚‚koeneni-Regression‘‘ müssen wir durch
den neuen Begriff Emscherian-Event ersetzen, da es sonst
Verwechslungen mit dem Ökoevent des /noceramus koeneni
geben würde. Im übrigen ist das Emscherian-Event in der Li-
teratur hinlänglich bekannt.
4. ÖKOEVENTS
(Fig. 4)
Unter Ökoevents verstehen wir relativ kurzfristige, durch
Verbesserung der Umweltfaktoren bedingte Blütezeiten von
Arten, Gattungen oder ganzer Faunen. Handelt es sich um
Häufigkeitsmaxima von Arten oder Gattungen, so sind sie
mit den Hauptlagern, Peak- oder Acme-Zonen früherer Ter-
minologie identisch. In diesen Fällen können sich die Fossi-
lien auf einzelne oder mehrere Lagen oder auch auf etwas
mächtigere Schichtkomplexe konzentrieren. Diese Öko-
events werden nach den entsprechenden Index-Formen be-
nannt. Beispiele hierfür sind die drei bereits in Kap. C. 3. f
genannten Mytiloides-Events oder die lamarcki/cuvierü-
Events. Daneben gibt es aber auch oft erstaunlich kurzfristige
Blütezeiten von bestimmten Faunen-Assoziationen, die aus-
schließlich auf einen definitiven, geringmächtigen Horizont
beschränkt bleiben. Sie wurden von uns nach einem typischen
Vertreter des Faunenspektrums benannt. Als Beispiel hierfür
können das primus-, das Neocardioceras- oder die beiden
Didymotis-Events gelten.
Paläogeographische Position: Ökologische Events
kennzeichnen vorzugsweise die küstennähere Randfazies
oder Untiefen (z. B. aktive Salzkissen), während sie sich in
der Beckenfazies abschwächen oder verwischen. Begründet
sind diese Verhältnisse durch die eustatisch oder epirogene-
tisch verursachten Verflachungen, die sich ihrer Natur nach in
den peripheren Beckenbereichen relativ stärker auswirken als
in den bathymetrisch tieferen, zentralen Teilen. Etliche
Ökoevents zeigen ihren engen Verbund mit regressiven Ten-
denzen besonders deutlich, so z. B. das bereits im Kap.
C. 3. h beschriebene ‚Upper Corulus-Event“ oder auch die
Micraster-Lage in Niedersachsen und deren westfälisches
„Grünsand“-Aquivalent (Kap. C. 3. ı).
Reichweite und Anzahl: Ökoevents können zwar im
halokinetisch stark differenzierten Niedersächsischen Becken
gelegentlich lokal begrenzt sein, häufiger zeigen sie jedoch
eine bemerkenswert große horizontale Reichweite und lassen
sich praktisch über den gesamten nordwestdeutschen Raum
hinweg korrelieren. Einige Ökoevents können darüber hin-
aus auch überregional, z. B. in die englische Kreide hinein
verfolgt werden (z. B. virgatus-, Austern- und Hyphantoce-
ras-Events). Von den zahlreichen Ökoevents wurden in
Fig. 4 nur die etwa 20 wichtigsten dargestellt. Von diesen sol-
len in den Folgekapiteln nur einige besonders typische Bei-
spiele beschrieben werden.
a) Actinocamax primus-Ökoevent:
Es handelt sich hier um das Musterbeispiel eines kurzfristi-
gen Events, das offenbar an allen Fundpunkten auf eine ge-
ringmächtige Lage beschränkt bleibt. Als Index-Fossil wähl-
ten wir Actinocamax primus, der am Entdeckungsort des
Events in Wunstorf in bisher ca. 50 Exemplaren geborgen
wurde. Die sehr bezeichnende, reiche Begleitfauna umfaßt
wenigstens 30 Arten, darunter 3 irreguläre Echiniden, 8 Bra-
chiopoden, zahlreiche Lamellibranchiaten und Vertreter an-
derer Gruppen. Besonders typisch sind: Hemiaster griepen-
kerli (STROMBECK), Sciponoceras baculoides (MantEıL), Be-
lemnocamax boweri Crıck, Inoceramus schöndorfi Heınz,
Pseudolimea echinata (ETHERIDGE), Oxytoma seminudum
(Damtzs), Modestella [Magas] geinitzi (SCHLOENBACH), Sca-
phopoden (Antalis ?) sowie kleine ‚‚Geniste‘“ von Serpeln,
Brachiopoden und Einzelkorallen, wie Rotularıa saxonica A.
H. Müvtıer, Terebratulina cf. nodulosa ETHERIDGE, Micra-
bacia coronula (Gowpruss) und Onchotrochus serpentinus
Duncan (vgl. auch ZawıscHa 1980). Darüber hinaus konnten
in den angrenzenden Schichten aufder 2. Sohle von Wunstorf
ca. 1 Dutzend Ammoniten-Arten nachgewiesen werden. —
Hinsichtlich einer Ost/West-Korrelation ergeben sich inter-
essante Parallelen, da Actinocamax primus auch im sog. Tot-
ternhoe Stone von England einen klar faßbaren Horizont mit
Belemnocamax boweri, Modestella geinitzi, Psendolimea etc.
einnimmt. — In NW-Deutschland konnte das primus-Event
an mindestens sechs Lokalitäten des Münsterlandes, des
Raumes Hannover-Salzgitter und der Hilsmulde nachgewie-
sen werden. Ökologisch deuten Hemiaster griepenkerli und
die winzigen Einzelkorallen möglicherweise auf einen kurz-
fristigen Warmwasser-Einfluß hin. Stratigraphisch fällt das
primus-Event in das untere Mittel-Cenoman (Fig. 4).
b) Chondrites-Layer im basalen plenus-Event:
Die Chondrites-Lage ist ein Beispiel dafür, daß auch Ich-
nofossil-Lagen in der Event-Stratigraphie eine regionale Be-
deutung haben können. Im östlichen Niedersachsen tritt sie
an der Basis der sog. plenus-Bank auf (Fig. 6) und liegt in der
rotbunten Wechselfolge des Sack in offenbar exakt gleicher
stratigraphischer Position. Interessanterweise ist auch die
Schwarzschiefer-Fazies in Misburg und Wunstorf in ihrer ba-
salen Folge durch eine ganz besonders Chondrites-reiche
Lage ausgezeichnet, so daß dieses Ichnofossil sowohl flaches
wie tieferes Wasser toleriert haben muß.
c) Lamarcki/cuvierü-Ökoevents:
Bei diesen Events handelt es sich um mehrfach wiederholte
Häufigkeitsmaxima innerhalb der Vertikalreichweiten von
Inoceramus ex gr. cuvierii und dem nahe verwandten 7. la-
marcki nebst dessen Unterarten. Ersterer ist in den unteren
Lagen angereichert, letzterer gesellt sich erst in den oberen
Maxima hinzu. Sowohl in Lüneburg wie im Sack konnten vier
Hauptlager ausgeschieden werden (Heinz 1926: 34 f.; KELLER
1982: Abb. 39, 40). Ähnliche Verhältnisse dürften für das
östliche Niedersachsen gelten (z. B. Berel in der westlichen
Lesser Mulde; Wolfenbüttel-Wendessen nordöstlich des
Oderwaldes). Von den vier Events fallen die unteren beiden in
die apicalıs/cuvierui-Zone, die oberen in die lamarcki/apica-
lis/cuvierii-Zone (JORDAN, KELLER et al. im Druck).
546
Inoceramid Münsterland
and
m.y| stages | Cephalopod Zones
[2
D) I. (Volviceramus) koeneni
Cr) deformis ........
{Cr} erectus
I. ex gr. cuvierii (large) +
S Lcost.ct. pietzschi
I Iamarcki+ I. cuvierii +
l.apicalis
l.cuvierii «|. apıcalıs
M. hercynicus
M. subhercynicus
TURONIAN
M.labiatus +
Mytiloides
M. mytiloides
Neocar dioceras
Actinocamax plenus +
Metoic. geslinianum
Calycoceras
naviculare +
Inoceramus pictus
Acanthoceras
Jukesbrownei
Acanthoceras
rhotomagense +
Turrilites acutus
Inoceramus schöndorfi +
Acanth. rhotomagense +
Turrilites costatus
Mantelliceras
dixoni
CENOMANIAN
Mantelliceras
Neohibolites ultimus +
Mantellıceras mantellı
Eco-Events ın the Middle Cretaceous of
(MCE -Working Group Germany-N: ERNST, SCHMID & SEIBERTZ
d) Didymotis-Ökoevents:
Die beiden Didymotis-Events können als exemplarisch für
ein äußerst kurzfristiges Massenauftreten eines sonst für
NW-Deutschland untypischen und seltenen Leitfossils gel-
ten, das in Nordamerika als Leitform gebraucht wird. Didy-
Lower Saxony Eco - Events
Hils-,Sack- | Salzgitter- based on Standard-
Syncline | Hannover Sections
koeneni-Event
inconstans-Event
Isomicraster -Ev.
rotundatus-Event
Didymotis-Events
Micraster-Event
Hyphantoceras-Ex.
oo ..u...s%
mr
Upper Conulus-Ev.
lamarcki/cuvierii-
Events
hercynicus-Event
Mytiloides-Events
Neocardioceras-
Event
Act.plenus-Event
with basal Chondrites-
ayer
Pycnodonte Events
Act. prımus-Event
Orbirhynchia-Ev.
Schloenbachia/
virgatus-Event
ultimus/
Aucellina-Event
NW-Germany
1982)
motis wurde für NW-Deutschland erstmalig von KAUFFMAN
(unveröff.) im Profil Salder nachgewiesen. Intensive Detail-
untersuchungen zeigten, daß die Form sich ausgesprochen
auf zwei Lagen konzentriert, deren stratigraphische Position
bereits in Kap. B. 7. g erörtert wurde. Im gleichen Niveau
wurde Didymotis auch in den Profilen des Kahnstein und
Sack sowie in SE-Westfalen (SEIBERTZ 1979c) gefunden. Fer-
ner vermeldet Woop (unveröff.) mutmaßliche gleichalte Di-
dymotis-Vorkommen aus der englischen Kreide von Norfolk
und Yorkshire.
5. TEPHRO- UND LITHOEVENTS
(Fig. 5)
a) Tephroevents:
Verknüpft mit den überregionalen großtektonischen Er-
eignissen ist das Aufleben eines basischen bis intermediären
Vulkanismus, der sich zur Hauptsache im Turon des ostnie-
dersächsischen Beckens niederschlägt und hier auch zuerst
nachgewiesen werden konnte (Dorn & BrAuriGam 1959). Die
Brauchbarkeit der Tufflagen für die Event-Stratigraphie
wurde in den Arbeiten von BrAuricam (1962) und ERNST,
SCHMID & KrıscHıes (1979: 24 ff.) gebührend herausgestellt.
In der Zwischenzeit wurden einige Korrekturen des tephro-
stratigraphischen Schemas erforderlich (vgl. Fig. 5). Ur-
sprünglich wurden von BrAuricam sieben Tufflagen ausge-
schieden, von denen Tuff A und B nach seiner Konzeption auf
den NW-Flügel der Lesser Mulde beschränkt bleiben sollen.
Nach unserer Revision sind diese jedoch mit den Tufflagen C,
D oder E in anderen Aufschlüssen identisch. Die Fehlinter-
pretation von BrAuTiGam scheint durch die Faziesempfind-
lichkeit von Leit-Inoceramen und -Globotruncanen bedingt
zu sein, die in der schreibkreideähnlichen Fazies der Lesser
Mulde etwas differierende Verbreitungsverhältnisse haben.
Nach Richtigstellung der Tuff-Folge erwiesen sich die Teph-
roevents in noch stärkerem Maße als ideale Isochronen, die
erheblich zur Event-Parallelisierung und zur Abstimmung
der Zonengrenzen beitrugen.
Leider konzentrieren sich nach unseren bisherigen Erfah-
rungen die turonen Tufflagen vorwiegend auf den nieder-
sächsischen Raum, insbesondere auf die Salzgitter-Re-
gion und das engere Subherzyn. Von Ostwestfalen (Fund-
punkt: Klieve) wurde bisher nur eine Tufflage beschrieben,
die seinerzeit unter Vorbehalt in das Niveau von Tuff FundG
eingestuft wurde (SEIBERTZ & VorriscH 1979: Abb. 3). Auf-
grund neuer Ergebnisse liegt sie jedoch erheblich höher —
mutmaßlich dicht unterhalb der Turon/Coniac-Grenze
(Fig. 5). Die Tufflagen F und G fallen im südlichen Münster-
land aller Voraussicht nach in die Schichtlücke unterhalb des
Soester Grünsandes (Fig. 2). Über die Verbreitung und stra-
tigraphische Position von Tufflagen im Osning ist kaum et-
was bekannt; zumindest scheint die Tufflage E mit der dar-
überliegenden charakteristischen Mergellage M; in den Stein-
brüchen bei Halle vorhanden zu sein. Zweifelhaft bleibt die
von SEIBERTZ & VORTISCH (1979) erwogene Gleichsetzung der
Mergellage M 68 im Profil Lüneburg mit der Tufflage von
Klieve. In den abgesoffenen Lüneburger Aufschlüssen Zelt-
berg und Volgershall standen im Ober-Turon mindestens ein
Dutzend Mergel- oder Bentonit-Lagen zur Auswahl; gege-
benenfalls ist eine der unteren Lagen - vielleicht M 51 - zur
Parallelisierung mit Tuff F oder G in Betracht zu ziehen (Pro-
fil Ernst in VALEToN 1960: Abb. 2). Erst oberhalb von Tuff G
beginnt nämlich die mit Lüneburg vergleichbare, für Ost-
und Zentral-Niedersachsen typische Wechselfolge von Mer-
geln (oder Kalkmergeln) und Kalken.
547
Das tephrostratigraphische Schema in Fig. 5 läßt sich mit Sicher-
heit ausbauen, da für etliche der lithostratigraphischen Leithorizonte
— z. B. im Profil Salder — Verdacht auf pyroklastische Natur besteht.
Wegen der Umwandlung der ehemaligen Glasasche in Montmorillo-
nit oder Nontronit ist aber bekanntermaßen die Beweisführung der
Tuffnatur schwierig.
Zur Vermeidung von Irrtümern sei darauf hingewiesen, daß die
von VALETON (1960: Abb. 2) vorgenommene Parallelisierung gewis-
ser Mergellagen des Profils Salder mit denen von Woltwiesche völlig
abwegig ist. Erstere gehören ins Unter-Coniac, letztere ins Mittel-
oder untere Ober-Turon.
b) Lithoevents
Ausgeprägte und weit durchhaltende Lithoevents sind im
Arbeitsgebiet selten. Nennenswert ist aber die Phosphorit-
Knollenlage im ultimus/Aucellina-Eustatoevent, die sich von
S-Westfalen bis E-Niedersachsen in Verknüpfung mit der
glaukonitischen Fazies verfolgen läßt. Die markante Mergel-
lage M; dicht über der Tufflage E hat ähnlich wie der Micra-
ster-Mergel (Kap. C. 3. ı) möglicherweise sogar überregio-
nale Bedeutung. Auffällig ist jedenfalls, daß nach Woon der
North-Ormsby Marl in der nordenglischen Provinz und der
Bridgewick Marl in Südengland in anscheinend vergleichba-
rer stratigraphischer Position auftreten.
Die Flintlagen-Stratigraphie ist nur in der borealen
Schreibkreide-Fazies für weiterreichende Korrelationen
brauchbar. Die wenig zahlreichen Flintlagen im Mittel-Ce-
noman von SE-Westfalen und ım Turon und Unter-Coniac
von Zentral- und Östniedersachsen haben eher lokale Bedeu-
tung. Prägnant entwickelt ist eigentlich nur die Flintlage F 23
in der Lesser Mulde (Fig. 5). Auch sie bleibt aber auf die
schreibkreideähnliche Fazies am NW-Rand dieser Mulde be-
schränkt.
Gute Korrelationsmöglichkeiten bieten offensichtlich die
rhythmisch sich wiederholenden, mindestens 30 Mergel-
oder Kalkmergellagen im höheren Ober-Turon und tieferen
Unter-Coniac von Ostniedersachsen, Sack und gegebenen-
falls Lüneburg (vgl. Kap. C. 5. a). Hinsichtlich der Zyk-
len-Chronologie im tieferen Cenoman und in den
Schwarzschiefer-Folgen von Misburg und Wunstorf sei auf
ERNST, SCHMID & KuiscHies (1979: 24, 37 ff.) verwiesen. Un-
sere frühere Anschauung über eine eher diskontinuierliche
Rhythmik in den Schwarzschiefer-Folgen müssen wir korri-
gieren. Bessere Aufschlußverhältnisse in Misburg zeigten,
daß scheinbar fehlende Zyklen-Glieder sich in Ichnofossil-
Horizonten dokumentieren.
6. OXISCH/ANOXISCHE EVENTS
(Fig. 6-7)
Die auffälligste Sonderfazies in der Plänerkalk-Gruppe der
nordwestdeutschen unteren Oberkreide ist zweifellos die oxi-
sche Rotpläner-Formation und deren anoxisches Schwarz-
schiefer-Äquivalent. Sie setzt im Ober-Cenoman am Top der
reinweißen Coccolithen-Kalke mit einem abrupten Fazies-
wechsel ein und geht nach oben erneut in helle Plänerkalke
über.
Ausbildung, Verbreitung: In den meisten Profilen
unseres Arbeitsgebietes ist diese Sonderfazies als sog. ‚‚Rot-
pläner‘“ oder ‚‚Rotbunte Wechselfolge“ entwickelt und be-
steht aus einer Serie vielfarbiger, überwiegend roter oder ro-
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549
Substages and |Lithology+ | Bed-Nö + p 2 f % Mem -
ncton/Benthos-Ratios
M | faunol Zones Lolgur __ | Thickness Byenis 2 bers
Inoceramus SssEse |
ex gr cuvierii me, -
un 23 067m|p =e Flint -Layer F
darge form) —— = 52 035 y 23
SajranTro |
30 Aalen Te 21 270 |
SE 220 190300 zp)
re 18 0,80
Inoceramus Ze
lamarcki St | =
2 = SE 5
= : SE) 17 6,00 | =
== I. cuvierli See . en
o N — ES ]e lamarckizCcuvierii- ©
= SEE IE 8 Event =
= | kapicalis w 16450120757 * Tuff-Layer C E
eo 14.110 =
2 = a = 13° 00 eu
==]
= i 5
= Inoceramus ]
cuviern or al 12 6.00
15 +
I. apicalis = 11 020 xx Tuff-Layer 0 x
[]® White
I 1
| Omzul Boundary Bank E
gu ncneBene
n =
\ Ti 9 2,50 :
fer
= | Mytiloides z =
== Ä Channel - =
== |" 8 420 |P” Structures =
et. ss .
IS i & 1.Mytiloides-Event =
= = 700 Violet Marl-Layer =
De 6 2,10 e. =
HEIREEITEN ® 5 __ os /7 plenus-bank =
plenus SEHE with basal Chon- B
0 Fr—% u2 drites-Layer
|
! |
[) | =
= Calycoceras =
5 = naviculare 1 =
< JE =
BE ü | 3
= Inoceramus 7 116.00 =
= ‚pictus ja] S
2] & S
WJ RS
BE S
= I x
|
Tze] ==
I =)
DE —)
15 I 44441411 en
E 0—Plancton 60 — 0 —— 100 2
. > An eh
Event
LITHOLOGY Ku] flint layer grey
FE limestone BE na or tuff layer L__] white
Fig.6. Lithology , Events and Plancton/ Benthos -Ratios
DAMMANN-NE southeast of Sohlde
(completed after ABU-MAARUF & ERNST, unpubl. Report)
safarbener, seltener grüner oder violetter, mehr oder weniger
mergeliger Kalke, denen wiederholt weiße oder weißrosa ge-
scheckte Bänke zwischengeschaltet sind (z. B. ‚‚plenus-
Bank“ oder ,‚Weiße Grenzbank“ zwischen unterem und obe-
rem Rotpläner in Ostniedersachsen, Fig. 6). Die grünen Par-
E23 marly limestone COLOUR OF CARBONATE ROCKS
17] platy parting limy marlstone FE red to pink
FE black
sample of
EI foraminifera
{9 nodulus marly limestone ER white-pink spotted
of the Foraminifera-Fauna of the Quarry
tien können als Reduktionshorizonte gelegentlich an Inoce-
ramen-Lagen geknüpft sein, oder als Reduktionshöfe Fossil-
nester oder größere Fossilien (z. B. Ammoniten) umgeben.
Die Schwarzschiefer-Fazies zeigt in unserem Raum eher
lokale Verbreitung. Nur in Misburg baut sie in rhythmischer
550
Wechselfolge mit weißen Coccolithen-Kalken die gesamte
Litho-Unterstufe auf (Ernst 1975: Abb. 5-6). In Wunstorf
wird sie von Rotplänern überlagert, im Sack schaltet sie sich
als schwarzweiße Wechselfolge zwischen untere und obere
Rotpläner ein (Kerıer 1982; JorDAn, KELLER et al., im
Druck). In Lüneburg, Hils, Teutoburger Wald etc. sind in-
nerhalb der Rotfolge nur vereinzelte sapropelitische Lagen
entwickelt (Heinz 1926, MEvEr 1982). Mitunter ist die euxini-
sche Fazies auch nur durch Fischreste angedeutet (sog.
„„Fischschiefer“-Lage in Baddeckenstedt).
Untergrenze: Die Untergrenze der Formation - gleich-
gültig ob oxisch oder anoxisch — ist nach unserer bisherigen
Kenntnis zeitgleich und wird durch das regressive plenus-
Eustatoevent markiert. Knapp I m darüber folgt im nieder-
sächsischen Rotpläner die rosaweiß gescheckte sog. plenus-
Bank, an deren Basis die sog. Chondrites-Lage ein interessan-
tes Ökoevent bildet (Kap. C. 4. b). In der Schwarzschiefer-
Fazies von Misburg und Wunstorf ist der Grenzbereich durch
jeweils vier oder fünf dünne bituminöse Pappschieferlagen
mit Chondrites und Inoceramus ex gr. pictus gekennzeichnet
(Stratigraphie siehe Kap. B. 4. d und e).
Obergrenze: Die Obergrenze der Sonderfazies ist an
kein einheitliches, zeitgleiches Niveau gebunden. Vielerorts —
so in Sack- und Hilsmulde, Misburg, Teutoburger Wald -
liegt sie bereits im unteren oder oberen Unter-Turon. Im öst-
lichen Niedersachsen — Lesser Mulde, Salzgitterer Höhen-
zug, Kahnstein etc. -und Lüneburg greift die Rotfolge höher,
bis in das mittlere Turon hinauf. Aber auch in diesem Gebiet
ist die Entwicklung keineswegs einheitlich, z. B. ist das un-
tere Mittel-Turon in Salder am Südflügel der Lesser Mulde
aufgrund der Randsenken-Position allenfalls schwach gelb-
lich getönt. In Fig. 2 ist die Reichweite der oxischen resp. an-
oxischen Fazies kursorisch durch gestrichelte Pfeillinien ge-
kennzeichnet.
Bathymetrische Verhältnisse: Brınkmann (1935),
Bräutigam (1962: 97) und andere brachten die rotgefärbten
Sedimente mit einer Meeresvertiefung und halmyrolytischen
Umsetzungen in Zusammenhang. Andere Autoren (RıEDEL
1942: 29, Heinz 1928 etc.) diskutieren demgegenüber eine
Seichtwasser-Natur. Als Flachwasser-Kriterien bieten sich
z. B. im östlichen Niedersachsen deutliche Anzeichen von
Wasserbewegung — wie Inoceramen-Schill, Knollenkalke,
ungerundete weiße Kalk- und Mergelkalk-,,Gerölle‘“ (oder
Knollen) in roter Mergel-Matrix-an. Im untersten Rotpläner
konnten wir in Söhlde an der Basis der Chondrites-Lage auch
flache, intraformationale Gerölle nachweisen, die sich in Ero-
sionstaschen, Rinnen oder entlang synsedimentärer Abschie-
bungen angereichert haben. In seinem Diplom-Arbeitsgebiet
am NW-Flügel der Lesser Mulde entdeckte D. Danmer Rin-
nenkörper mit Schillfüllung, die sich besonders über und un-
ter der sog. violetten Mergellage (Schicht 7 in Fig. 6) konzen-
trieren. Ferner können dreiachsige, mutmaßlich von Thalas-
sinoides angelegte Bauten als Flachwasser-Anzeiger gewertet
werden. Im übrigen deutet die Profil-Korrelation im ost- und
zentralniedersächsischen Raum auf erhebliche Mächtigkeits-
unterschiede, lückenhafte Sedimentation und Kondensatio-
nen besonders in den unteren Teilen der Rotpläner hin. Erst
im höheren Rotpläner wird die Faziesentwicklung einheitli-
cher, und die Mächtigkeitsdifferenzen nivellieren sich. Dies
hängt wohl mit einer allmählichen Vertiefung des Meeres zu-
sammen, die in Fig. 3 schematisch durch ein ansteigendes
Oszillieren der Kurve angedeutet wurde.
Bathymetrie und Foraminiferen-Fauna (Fig. 6): Zwecks
Klärung der bathymetrischen Entwicklung wurde in der Rotpläner-
Folge eines Kalkbruchs bei Söhlde das quantitative Verhalten der Fo-
raminiferen-Fauna anhand ihrer Plankton/Benthos-Ratios über-
prüft. Obwohl die Einzelwerte ziemlich stark schwanken, ist generell
eine Zunahme der Plankton-Anteile zu verzeichnen. Das dürfte ein
weiterer Beleg für die allmähliche Zunahme der Wassertiefe sein. Je-
doch bestehen keine auffälligen Unterschiede zwischen den Proben
aus roten und weißen Schichten, so daß man die zwischengeschalte-
ten weißen Bänke nicht einfach als Hinweise für eine Steigerung der
Wassertiefe werten kann.
Im Vergleich zur Rotfazies kamen die Schwarzschiefer
stets in etwas tieferem und ruhigerem Milieu zum Absatz.
Das geht schon aus der größeren Mächtigkeit der Profile und
aus deren paläogeographischer Position hervor. Sowohl die
Aufschlüsse Misburg wie Wunstorf liegen in den primären
Randsenken der damals noch im letzten Kissenstadium be-
findlichen Salzstrukturen (Lehrter Salzdiapir resp. Steinhu-
der Meer-Linie). Durch die Stillwasserverhältnisse in den
Randsenken wurde die Schwarzschiefer-Ablagerung begün-
stigt. Der Ichnofauna zufolge war das Bodenmilieu nur zeit-
weilig — nämlich zumeist in den Zentren dickerer Schwarz-
schiefer-Lagen - abiotisch. Schon in den Übergangsbereichen
der bituminösen ‚‚Schiefer“ zu den zwischengeschalteten
weißen Kalken stellen sich die Ichnofossilien erneut ein und
deuten damit auf ein relativ schwaches Oszillieren der Vergif-
tungsfront, die jeweils nur kurzfristig in die untersten Bo-
denwasserschichten aufstieg. Die Verhältnisse werden durch
die lagenweise angereicherten Inoceramen bestätigt, die als fi-
xosessile Epibenthonten vorzugsweise die bituminösen La-
gen bevölkerten. Ihre vielfach beidklappig erhaltenen Schalen
sind zwar flachgedrückt, zeigen aber keinerlei Aufarbeitungs-
spuren. Auch darin bestätigt sich - im Gegensatz zu den Rot-
plänern — das strömungsarme Stillwassermilieu.
Die Plankton/Benthos-Ratios der Foraminiferen-Faunen im Profil
Wunstorf belegen, daß in den Schwarzschiefern das Plankton bei wei-
tem überwiegt. Ziemlich gleichbleibend umfaßt es rd. 80% der Ge-
samtfauna. Auch benthonische Ostracoden sind nach BRAUTIGAM
(1962: 97) selten oder fehlen ganz.
Makrofauna: Die Faunenspektren der oxischen und an-
oxischen Fazies weichen deutlich von denen der ‚‚normalen“
Plänerkalk-Sedimente ab. Die offenbar euryöken, kosmopo-
litisch verbreiteten Inoceramen der pictus- wie auch der My-
tiloides-Gruppe dominieren in beiden Fazies-Typen. In der
gut durchlüfteten Rotfazies treten die Allerwelts-Brachiopo-
den Orbirhynchia (O. cf. wiesti et aut. sp.) und Gibbithyris
hinzu. Echiniden fehlen den Schwarzschiefern völlig, in den
Rotplänern sind sie bis auf vereinzelte Discordea minima
(Acassız), Conulus subrotundus, Sternotaxis planus (Man-
TELL) und Echinocorys sphaerica (SCHLUTER) selten. Bezeich-
nend ist, daß Conulus und Sternotaxis an der Obergrenze der
Rotpläner häufiger werden. Auch Ammoniten sind — abgese-
hen vom Neocardioceras-Ökoevent (Kap. B. 4. e) in den
Schwarzschiefern von Misburg — ebenfalls ziemlich rar.
Spongien ließen sich bisher überhaupt nicht nachweisen.
Ökofaktoren und Strömungsmodell (Fig. 7): Ins-
gesamt ist die Makrofauna (nicht aber die Mikrofauna) durch
Artenarmut und — zumindest gelegentlichen — Individuen-
Reichtum ausgezeichnet. Sie folgt demgemäß der biozönoti-
schen Grundregel für abnormale Umweltbedingungen. Ne-
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ben mißlichen Salinitätsfaktoren müssen z. B. Kaltwas-
ser-Episoden in Betracht gezogen werden. Schlechte Durch-
lüftung können wir in der Rotpläner-Fazies mit Sicherheit
ausscheiden, da die Sedimentböden reichlich mit Sauerstoff
versorgt gewesen sein müssen und mutmaßlich in bewegtem
Flachwasser entstanden sind (vgl.$.550). Auchabweichende
Salinitätsbedingungen — wie JORDAN (1974: 35) sie erwägt —
müssen wir für die Rotpläner ablehnen, zumal sich die ben-
thonische Mikrofauna durch Artenvielfalt auszeichnet (vgl.
BrAuriGaMm 1962: 96). Nach BrAUTIGAM gibt uns aber die Zu-
nahme von benthonischen Foraminiferen der Gruppen der
Ammodiscen und Glomospiren einen Hinweis auf kälteres
Bodenwasser, das schon im höheren Cenoman wirksam wur-
de. Gleichermaßen deutet die noch über die Rotpläner-Zeit
andauernde, wiederholte Glaukonitbildung am Südrand des
Münsterlandes auf die Einflußnahme kühleren Wassers hin.
Wir möchten deshalb in Fig. 7 den Entwurf eines Strö-
mungsmodells zur Diskussion stellen, in dem aufsteigende
arktische Tiefenwässer Glaukonit-Genese wie Rotfärbung
begünstigte. Tiefenwässer sind bekanntlich reich an Sauer-
stoff und könnten die Hämatit-Bildung in den Rotplänern
bewirkt oder — wegen der Bindung des Eisens an die Tonmi-
neralien wahrscheinlicher - bewahrt haben. Wir halten es für
möglich, daß es im höheren Cenoman und tieferen Turon zu
einer episodischen Neuformierung des Strömungssystems
gekommen ist, durch die das arktische Tiefenwasser an Be-
deutung gewann. Das aus der Nordseestraße — insbesondere
dem Viking-Graben — nach Süden strömende Bodenwasser
stieg im Verbreitungsgebiet der Rotpläner und glaukoniti-
schen Fazies auf, nachdem das Meer im Zuge der plenus-Re-
gression erheblich flacher geworden war. Infolge des Upwel-
ling gelangte Tiefenwasser auf die Schwellen-Regionen und
die nicht durch Untiefen abgeschirmten Teile des Sedimenta-
tionsraumes. Gute Durchlüftung des Bodensediments,
Rückgang der Arten-Diversität der Makrofauna und Glau-
konitbildung waren die Folge. Das Modell kann nur funktio-
nieren, wenn sich zu gleicher Zeit der Einfluß der aus SW her-
angeführten warmen Oberflächenwässer des Protogolfstroms
abschwächte. Möglicherweise wurden sie durch die aus der
Unterkreide überkommene, noch als Untiefe bestehende
London-Brabanter Schwelle oder eine zwischen nord- und
südenglischer Faunenprovinz bestehende Barriere nach We-
sten abgedrängt. Das scheint nicht völlig hypothetisch, da be-
kanntlich die faunistischen Parallelen zwischen nordwest-
deutscher und nordenglischer Oberkreide größer sind als die
zum anglopariser Becken (z. B. Ernst & ScHurz 1974: 25).
Auch der Einfluß der osttethyalen Oberflächenströmung
schwächte sich nach unserem Modell im osteuropäischen In-
selgebiet ab. Als zusätzliches Argument für die Wirksamkeit
arktischer Strömungen sehen wir die weite horizontale, wie
vertikale Verbreitung von Rotsedimenten im Nordseeraum
an, die vom Valangin bis Campan oder Maastricht immer
wieder in den Erdölbohrungen angetroffen werden.
Wir sind uns bewußt, daß das für unseren Raum zur Diskussion ge-
stellte Strömungsmodell noch gründlicher Korrekturen bedarf und
insbesondere mit der MCE-Arbeitsgruppe ‚‚Cenomanian and Turo-
nian Palaeogeographic Maps“ abgestimmt werden muß. Wie Gegen-
beispiele - etwa der Ammonitico rosso — belegen, besteht kein zwin-
gender Zusammenhang zwischen Rotfärbung von Kalken und kaltem
Wasser. Im Falle des Ammonitico rosso liegen die roten Warmwas-
ser-Kalke auf Tiefschwellen, zwischen denen sich Becken mit anoxi-
scher Sedimentation befinden. Insofern besteht von der Geomorpho-
logie her eine gewisse Ähnlichkeit mit dem Ablagerungsraum der
Rotpläner, den wir nach den sedimentologischen Parametern als rela-
tiv seichte Schwellenablagerung ansehen.
Gegen unser Strömungsmodell wurden vor allem von englischen
Spezialisten beachtenswerte Bedenken geäußert (z. B. von CLAY-
TON, SWIECICKI, WOOD). Generell habe das Nordseebecken eine Art
Falle für eisenreiche klastische Sedimente dargestellt. Unabhängig
von der Wassertemperatur sei es im Verlauf der Kreide immer wieder
zur verstärkten Zufuhr von rotem, feinklastischem Material gekom-
men, wobei die rote Farbe ausschließlich an die Tonmineralien ge-
bunden war. Wir akzeptieren, daß sich während der Rotpläner-Zeit
die Reliefenergie und der Festlandseinfluß vorübergehend verstärkte
und daß eine Bindung der roten und bunten Färbungen an tonreiche
Horizonte oder den tonigen Anteil der Kalke besteht. Wir müssen
aber die Frage nach der Herkunft des Materials offenlassen. Neben
den kalten Strömungen aus dem Nordseeraum käme auch die Mittel-
deutsche Schwelle und das Böhmische Massiv als Liefergebiet in Be-
tracht. Hier ıst aber nicht der Ort, auf weitere Probleme und Thesen
der Rotfärbung detaillierter einzugehen. Wir verweisen auf JORDAN
(1974) und VAN HOUTEN (1964). Im Übrigen wurden von uns die Di-
plomanden DAHMER und HILBRECHT im ost- und zentralniedersäch-
sischen Raum angesetzt, um durch eine Kombination von geochemi-
schen, sedimentologischen und stratigraphischen Parametern zur
Klärung der Probleme beizutragen.
Anoxische Sedimente: Für die Deutung der anoxi-
schen Sedimente im norddeutschen Raum ist eine zeitweilige
Belebung der Reliefenergie die Voraussetzung. Sıe findet ih-
ren Ausdruck inden auf 5.550 dieses Kapitels beschriebenen
Mächtigkeitsunterschieden, Schichtlücken und Kondensa-
tionen (vgl. BrAUTIGAM 1962: 96 f.). Deutliche Hinweise sind
auch die erwähnten sedimentologischen Kennzeichen, wie
Mergelreichtum, Knollenkalke, intraformationale Gerölle,
Rinnenbildungen und ähnliches in der Rotpläner-Fazies. Als
Ursache für die Verstärkung der Reliefunterschiede ist eine
wachsende halokinetische Aktivität anzusehen, die zur Aus-
bildung von Randsenken, Schwellen und Becken im nieder-
sächsischen Salzstockgebiet führte (vgl. Ernst, SCHMID & Kuı-
scHIES 1979: Fig. 8). In den abgeschirmten Beckenteilen und
Randsenken blieb der Einfluß der Strömungen naturgemäß
gering. Die schlechte Zirkulation schuf im Verein mit dem
massenhaft absterbenden Phyto- und Zooplankton (vorwie-
gend Coccolithophoriden und Radiolarien) anoxische Bedin-
gungen und führte zu rhythmisch wiederholter Schwarz-
schiefer-Sedimentation.
Es kommt hinzu, daß im Cenoman/Turon-Grenzbereich
anoxische Sedimente beinahe weltweit verbreitet sind. Wir
verweisen in diesem Zusammenhang auf die Arbeiten von
SCHLANGER & JENKYNS (1976), ARTHUR & SCHLANGER (1979)
und JEnkyns (1980), in denen die Ursachen und Konsequen-
zen dieses weltweiten Events ausführlich diskutiert werden.
7. ÜBERREGIONALE EVENT-KORRELATION
Eine direkte Nord/Süd-Korrelation zwischen borealer und
tethyaler Oberkreide über die Barriere der Mitteldeutschen
Schwelle hinweg ist naturgemäß nur schwierig durchzufüh-
ren. Entsprechend den paläogeographischen Gegebenheiten
sind die Parallelen zwischen nordwestdeutschem, nordengli-
schem und anglofranzösischem Becken wesentlich enger. Die
Meeresverbindungen über den Nordseeraum hinweg sind
breit angelegt, und der Faunenaustausch wird nur durch
submarine Schwellen und ökologische Barrieren behindert.
Eine Nord/Süd-Korrelation muß deshalb grundsätzlich
auf einer verbesserten Ost/West-Korrelation aufbauen.
Sichtbare Fortschritte bei der Ost/West-Korrelation zwi-
schen NW-Deutschland und England wurden mit der fort-
schreitenden Angleichung der beiderseitigen Gliederungssy-
steme möglich. Durch die enge Kooperation mit C. J. Woon
konnte zumindest ein Teil unserer Events mit ähnlichen Er-
eignissen in der englischen Kreide parallelisiert werden.
Dies gilt z. B. für das primus-Event des unteren Mittel-
Cenoman, das mit einer ganz ähnlichen Faunenassoziation
sowohl in der nord- wie in der südenglischen Kreideprovinz
entwickelt ist (vgl. Kap. C. 4. a). Ebenso geben die Oyster-
Events im Grenzbereich Mittel-/Ober-Cenoman ein instruk-
tives Beispiel für überregionale Korrelation und deuten mut-
maßlich auf eine oszillierende Regression im europäischen
Raum hin (vgl. Kap. C. 3. d). Fast schon global ist die
553
Reichweite für das oxisch/anoxische Event im Cenoman/Tu-
ron-Grenzbereich, das sıch in weiten Teilen der Nordsee so-
wie auch im Atlantik, Mediterran und Pazifik etwa im glei-
chen Niveau wiederfindet (Kap. C. 6). Weitere Beispiele für
eine funktionsfähige Event-Korrelation sind mutmaßlich die
erwähnten Lithoevents Mergellage E und der Micraster-Mer-
gel M.; oberhalb der Tufflagen F und G (Kap. C. 3. i und
35.1):
Die genaue Darstellung und Diskussion der überregionalen
Event-Stratigraphie muß der geplanten Folgepublikation
vorbehalten bleiben. Schon jetzt aber ıst sicher, daß auf dem
Umwege einer Ost/West-Korrelation wichtige Beiträge zu
einem der Hauptziele des nationalen MCE-Programms — der
Nord/Süd-Korrelation zwischen borealer und mediterraner
Kreide — beigesteuert werden können.
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ee München, 1.Jal 1983 ISSN 03799027
Das Helvetikum-Profil im Steinbruch ‚‚An der Schanz“
bei Burgberg/ Allgäu
Lithologie, Stratigraphie und Makrofauna
KONRAD FE. WEIDICH, KLAUS SCHWERD & HARALD IMMEL®*)
Mit 3 Abbildungen, 2 Tafeln und 1 Tabelle
KURZFASSUNG
Das Helvetikum-Profil im Steinbruch ‚,An der Schanz““ bei
Burgberg/Allgäu wird seit Arn. HEım (1919) erstmals wieder
bearbeitet.
Der mikrofaziellen Beschreibung aller lithologischen Ein-
heiten vom Brisisandstein bis zu den Amdener Schichten folgt
deren stratigraphische Einstufung durch lithologischen Ver-
gleich mit der Schweiz und Vorarlberg, mit Ammoniten im
tieferen und planktonischen Foraminiferen im höheren Teil
des Profils. Für die Knollen- bis Amdener Schichten konnten
sieben planktonische Foraminiferenzonen aufgestellt wer-
den. Danach reicht der Seewerkalk einschließlich der Über-
turriliten-Schicht vom obersten Cenoman bis in das Santon.
Drei Inoceramen- und acht Cephalopoden-Arten werden
beschrieben.
UBS TUR AN@ITE
For the first time since Arn. Hm (1919) the Helveticum
section in the quarry “An der Schanz” near Burgberg/ Allgäu
is described.
After the description of the microfacies of all units between
Brisisandstone and Amden formation their stratigraphic
range is determined by comparison with Switzerland and
Vorarlberg, by ammonites in the lower and planktonic fora-
minifera in the upper part ofthe section. Seven planktonic fo-
raminiferal zones are distinguished in the middle and upper
part of the section from Knollen beds to Amden formation.
Therefore the Seewen limestone including the Überturriliten
bed has a stratigraphic range from the uppermost Cenoma-
nıan to the Santonıan.
Three species of inoceramids and eight species of cephalo-
pods are described.
INEIATT
JEBBLG eo [Oo 2.15 ch Erle EEE ee ee LT 556
AU ber bc er estrelele rnintelslauelaena siegen kal e ere reeeeteke 556
A SINEKENSER: 26065580005000000050.20000000600008.000.00.0006006099000000000000000DOe 556
2, Siektsenusch@rll@llo.00000600000060289090080086.88942030090 0000000 0098 Hu A0D0 DEUAUBDDOAE 559
2.1 Stratigraphie der tieferen Schichten (Brisisandstein-Lochwald-Schicht) ...............2.2222000- 559
2.2 Feinstratigraphie der höheren Schichten (Knollen-Schichten— Amdener Schichten) ...............- 561
DES y;stemarıscheralle) EPs SER ETeRekerekoretefetejetertelefelegetetegeteketekeRrketeretete 563
een ER ORENAREERÄRBRHRAOE DERHORR 563
BIS @ ep halopoderner ee ee ee tere lee ekekerakeh erh eernteistefetrfetefatekelet tele teheknetegeteteker: 564
BiteratunyerzeichtV sea re ee Te RT terre rec etgeeelerefeis 567
*) K. F. WEIDICH, H. IMMEL, Institut für Paläontologie und histori-
sche Geologie der Universität, Richard-Wagner-Straße 10,
D-8000 München 2; K. SCHWERD, Bayerisches Geologisches
Landesamt, Prinzregentenstraße 28, D-8000 München 22.
556
1.GEOLOGISCHER TEE
1.1 ÜBERBLICK
Der Steinbruch ‚‚An der Schanz“ ist am Westende des
Weinberges, einem Ausläufer des 1738 m hohen Grünten, in
einem nordvergenten Sattel und einer im Norden tektonisch
anschließenden Schuppenzone des Helvetikums angelegt
(Abb. 1 und 2). In der Südflanke des nach ENE streichenden
KEMPTEN
IMMEN-
STADT
Stbr.
a0rünten
*BURGBERG
Abb. 1. Lage des Steinbruches ‚‚An der Schanz‘‘ bei Burgberg/All-
gäu (TK 25 Blatt 8427 Immenstadt: R 3596600, H 5268140).
Sattels tritt eine Schichtenfolge vom Brisisandstein (oberes
Apt) bis in den unteren Teil der Amdener Schichten (Santon)
auf (Abb. 3). Die steil überkippte Nordflanke führt dagegen
durch tektonische Abscherung nur mehr Brisisandstein und
Grünsandsteine des Alb. In der darauf folgenden, ebenfalls
nach N überkippten Schuppenzone sind am Nordrand des
Steinbruches, tektonisch aneinandergrenzend, derzeit Brisi-
sandstein, Grünsandstein-Fetzen, Seewerkalk und Seewer-
schiefer aufgeschlossen.
- Durchschlagı-Schicht
- Flubrig-Schicht
| Weinberg \
> \ f Twirren-Schichten
\ N | Lochwald-Schicht
\ x / [r Knollen-Schichten
N //
Twırren- N \\ Y //[rüberturriliten-Schicht
Schichten
Abbausohlen_
Brisisandsteın
Grun-
sandsteın-
Fetzen
Seewer-
kalk
Seewer- Ä\ \
schiefer \
x
Amdener
Is
Straße
SCHUFPENZONE\ SATTEL
SCHWERD 1982
Abb. 2. Schichtenfolge und tektonischer Bau im Steinbruch ‚‚An
der Schanz“ (schematisch, nicht maßstäblich).
Bereits seit GumBEL (1856) ist ein Teil der Schichtenfolge
des Steinbruches ‚An der Schanz“ bekannt. Arn. HEmM
(1919) beschrieb sie erstmals ausführlicher. In neuerer Zeit
befaßten sich damit HAussLer (1972), KOHLER & HAUSSLER
(1978) sowie im Rahmen der geologischen Landesaufnahme
SCHWERD et al. (1983). HaGn, HörLing & Marrını (in HAGN
1981) beschrieben vor allem die Amdener Schichten am Süd-
rand des Steinbruches.
Hausster (1972) gab für den Steinbruch ‚‚An der Schanz“
auch Gamser Schichten an, die den Kern eines Sattels bilden
sollen. Nach unserer Deutung der tektonischen Situation
(Abb. 2) stellen diese Grünsandsteine — in der Fazies der
Twirren-Schichten — die tektonisch stark reduzierte Nord-
flanke des Sattels dar, was durch neue Ammonitenfunde
(Leymeriella sp., Unteralb; leg. et det. G. GEBHARD, mdl.
Mitt.) bestätigt wurde. Der Brisisandstein, der sich im Nor-
den an diese Twirren-Schichten (= HäAussLers Gamser
Schichten) anschließt, gehört zur Schuppenzone und nicht
zum Sattel.
Gleichwohl sind in der Gesteinsfolge, die den Weinberg
weiter im E aufbauen, Gamser Schichten vertreten. Über
mächtigem Schrattenkalk folgen Gamser Schichten, Brisi-
sandstein sowie mächtig und differenziert ausgebildetes Alb
und Cenoman. Dies zeigt fazielle Züge des Mittelhelvetikums
(Hörrner 1962). Das Auftreten von Gamser Schichten weist
dabei wohl auf den südlichsten Teil des Mittelhelvetikums
hin.
1.2 SCHICHTENFOLGE
1.2.1 Brisisandstein
Der im Steinbruch ‚‚An der Schanz‘ rund 30 m mächtige,
durch sein Auftreten als gestörter Kern eines Sattels jedoch in
verdoppelter Mächtigkeit anstehende Brisisandstein stellt im
älteren Teil einen massigen, kaum geschichteten, fein- bis
mittelkörnigen Quarzsandstein dar. Das harte, in frischem
Zustand meist hellgrünlich-graue, zuckerig bis fertig glän-
zende Gestein zerfällt durch intensivste Klüftung kleinstük-
kig. Es verwittert etwas porös mit unregelmäßig rotbraunen,
graubraunen und seltener auch hellgrauen Farben. Haupt-
komponente (> 80%) bildet teils eckiger, teils unterschiedlich
gerundeter Quarzdetritus, der durch Korn-zu-Korn-Bin-
dung, aber auch tonig-karbonatisches Bindemittel zusam-
mengefügt ist (Taf. 1 Fig. 1). Daneben tritt etwas Chlorit auf,
während Glaukonit weitgehend zu fehlen scheint. Auf ein-
zelnen Schichtflächen waren Rippelmarken zu beobachten.
Im jüngeren Teil des Brisisandsteines steigt der Durchmes-
ser einzelner Quarzkörner bis auf mehrere Millimeter an. Bei
Rückgang des Quarzanteiles treten nun zunehmend Glauko-
nit, Kalzit und feinverteilter Pyrit auf.
In den obersten 4-6 m ist der Glaukonit oft schlierig ange-
reichert. Hier finden sich zudem gehäufte Wohn- und Freß-
bauten einer den Meeresboden bewohnenden Fauna und ver-
einzelt Phosphoritknöllchen.
1.2.2 Durchschlägi-Schicht
Die im Steinbruch rund 1m mächtige Durchschlägi-
Schicht entwickelt sich aus dem Brisisandstein rasch durch
Zunahme des tonig-karbonatischen Bindemittels und Glau-
konites sowie Aufnahme von Phosphorit. Während sie an der
Südflanke des Sattels im Steinbruch vom Hangenden be-
reichsweise gut abtrennbar ist, scheint sie auf der Nordflanke
in Fazies der Twirren-Schichten vorzuliegen.
Die Durchschlägi-Schicht stellt an der Südflanke des Sattels
einen dunkelgrünlichgrauen, zum Teil grobkörnigen,
schwach kalkigen Quarzsandstein dar. Sie führt reichlich
Glaukonit (bis rund 15%) und kleine dunkelbraune bis
schwarze Phosphoritknollen und -bröckchen. Hauptkom-
ponente (> 75%) ist nur schlecht sortierter, eckig bis gut ge-
rundeter Quarzdetritus in vorwiegend tonig-siltigem Binde-
mittel mit wechselndem Kalkanteil (Taf. 1 Fig. 2). Vereinzelt
finden sich Glimmerschüppchen sowie Gesteinsbruchstücke
(vor allem Quarzite). Die Phosphoritklumpen schließen häu-
fig Quarz und Glaukonit ein. Grobsandige bis feinkiesige
Quarzkörner bedingen oft rauhe Verwitterungsoberflächen.
Partienweise ist das bioturbate Gestein von bis mehrere De-
zimeter langen Wohn- und Freßbauten (‚‚graphitgraue Fähr-
ten“, Arn. HEım 1919) durchsetzt.
1.2.3 Flubrig-Schicht
Die Flubrig-Schicht ist nach Arn. HEm (1919) am Grünten
im Vergleich zur Ostschweiz, wie auch die Durchschlägi-
Schicht, völlig versandet. An der Sattelsüdflanke im Stein-
bruch ist sie, etwa 1,5 m mächtig, bereichsweise lithologisch
noch einigermaßen von der darunterlagernden Durchschlä-
gi-Schicht und den darüberfolgenden Twirren-Schichten un-
terscheidbar. An der Nordflanke dagegen tritt sie allem An-
schein nach in Fazies der Twirren-Schichten auf.
Die Flubrig-Schicht ist ein gegenüber der Durchschlägi-
Schicht etwas kalk- und fossilreicherer, dafür aber weniger
Glaukonit und Phosphorit führender Quarzsandstein mit
dunkelgrünlichgrauer bis schwarzer Farbe. Hauptkompo-
nente bildet auch hier wieder meist nur schlecht sortierter, ek-
kig bis gut gerundeter Quarzdetritus mit einzelnen grobsan-
digen bis feinkiesigen Körnern (Taf. 1 Fig. 3). Das Bindemit-
tel ist tonig-karbonatisch. Korn-zu-Korn-Bindungen zwi-
schen Quarzkomponenten sind seltener.
1.2.4 Twirren-Schichten
Auf der Sattelsüdflanke treten die Twirren-Schichten im
Steinbruch vollständig und mit rund 7 m Mächtigkeit auf. Die
von HäAusster (1972) den Gamser-Schichten zugerechneten,
aus in Abschnitt 1.1 erwähntem Grund neuerdings jedoch in
das Alb der Sattelnordflanke zu stellenden Grünsandsteine
werden in vorliegender Arbeit als tieferer Teil der Twirren-
Schichten gedeutet. Gelände- und Dünnschliffuntersuchun-
gen (Taf. 1 Fig. 4-5) lassen diese Einstufung als hinreichend
gerechtfertigt erscheinen. Der basale Teil der Twirren-
Schichten dürfte an der Sattelnordflanke altersmäßig und fa-
ziell zudem die Durchschlägi- und Flubrig-Schicht vertreten.
An der Südflanke des Sattels gehen die Twirren-Schichten
vor allem durch Zunahme des Kalk-, Glaukonit- und Phos-
phoritgehaltes aus der Flubrig-Schicht hervor. Auf der Sattel-
nordflanke entwickelt sich ihre Fazies dagegen direkt aus dem
Brisisandstein.
557
Hauptkomponente der dunkelmoosgrünen bis dunkel-
grauen Twirren-Schichten stellt wiederum meist nur mäßig
sortierter, eckiger bis gut gerundeter Quarzdetritus dar
(Taf. 1 Fig. 46). Das Bindemittel des fein- bis grobkörnigen
Gesteines ist tonig-karbonatisch und gegenüber der Durch-
schlägi- und Flubrig-Schicht wesentlich kalkreicher. Korn-
zu-Korn-Bindung zwischen Quarzkörnern tritt nur unterge-
ordnet auf. Die Twirren-Schichten zeigen einen hohen Glau-
konitgehalt und führen neben Pyrit und Gesteinsbröckchen
oft lagenweise angereichert Phosphorit. Letzterer bildet klei-
ne, dunkelbraune bis schwarze Knollen und Schlieren, die ih-
rerseits detritischen Quarz und Glaukonit (Taf. 1 Fig. 4 u. 6)
sowie vereinzelt kleine Foraminiferen (Hedbergellen) ein-
schließen. Wechselnde Bindemittel- und Glaukonitführung
bedingen eine schwache, für die Twirren-Schichten aber cha-
rakteristische Melierung oder Streifung der Gesteinsfarbe.
Neben inkohlten Pflanzenresten treten Wohn- und Freßbau-
ten auf.
1.2.5 Lochwald-Schicht
Aus den Twirren-Schichten entwickelt sich durch Zu-
nahme des Kalk- und Glaukonitanteiles bei Zurücktreten des
Tongehaltes die im Steinbruch rund 2 m mächtige Loch-
wald-Schicht. Sie stellt einen kalkig gebundenen, sehr glau-
konitreichen, dunkelgrünlichen bis schwarzen Sandstein dar.
Derritischer, nur schlecht sortierter, eckiger bis runder Quarz
sowie Glaukonit bilden die Hauptkomponenten. Vereinzelt
treten Glimmerschüppchen und Gesteinsbröckchen auf. Im
Bindemittel nimmt der Kalkanteil zum Hangenden zu, der
Tonanteil ab. Phosphorit ist in der Lochwald-Schicht be-
reichsweise stark angereichert. Er tritt in Form von dunkel-
braunen bis schwarzen Knöllchen, als Füllung von bis Dezi-
meter langen, gangartigen Wohn- und Freßbauten sowie als
phosphoritisierte Fossilschalen auf. Die Phosphoritknöllchen
führen ihrerseits Quarz, Glaukonit und Fossilreste (Taf. 1
Fig. 7). Nach KoHLer & HaAusster (1978) beträgt der P,O;-
Anteil der chemisch ziemlich einheitlichen Phosphorite im
Allgäu 22-37 %.
1.2.6 Knollen-Schichten
Die Knollen-Schichten (Synonyme: Aubrig-Schichten,
Aubrig-Knollen-Schichten) stellen einen kalk- und
glaukonitreichen Quarzsandstein bis quarz- und glaukonit-
reichen Kalkstein dar, in dem im Steinbruch millimeter- bis
dezimetergroße, längliche oder rundliche Kalkknollen mehr
oder wenig schichtig aufgereiht sind. Die Kalkknollen, dane-
ben auch millimeterdünne Kalklagen, in moosgrünlich-
grauem Nebengestein bestehen aus mikrofossilreichem, dich-
tem, fazıell dem Seewerkalk ähnlichem Kalkmikrit von mit-
tel- bis hellgrauer Farbe. Er führt rasch wechselnde Mengen
von Glaukonit sowie Quarzdetritus und ist biogen durch-
wühlt.
Die Grenze zwischen den Kalkknollen und ihrem grünsan-
digem Nebengestein ist häufiger als Drucklösungsgrenze
(Stylolith) ausgebildet. Manchmal lassen sich im Mikroskop
fließende Übergänge beobachten. Zum Hangenden nimmt
der Quarz- und Glaukonitgehalt in Knollen-Schichten insge-
samt. ab. Phosphorit tritt nur mehr selten in den grünsandigen
Gesteinsanteilen auf.
558
An frischen Bruchflächen größerer Blöcke der Knollen-
Schichten läßt sich die primäre Wechsellagerung von grünen
glaukonitischen Sandstein- und hellgrauen Glaukonit füh-
renden Kalklagen erkennen. Die Ausdünnung zu ovalen und
unregelmäßigen Kalkknollen erfolgte frühdiagnetisch durch
die auf die Kalkmikritlagen folgende Sandsteinlage. Dabei
muß man sich die Genese ähnlich derjenigen von „‚ball-and-
pillow structures‘ (REINECK & SıncH 1975: 77-78) vorstellen.
Kleine ‚‚Kalkknollen“ mit einem Durchmesser von 1-2 cm
sind verfüllte Wohn- und Freßbauten und keine Kalkschlick-
gerölle.
Vor allem die Kalkknollen, aber auch die kalkreicheren
Partien ihres Nebengesteins, führen reichlich pelagische und
benthonische Foraminiferen sowie Calcisphaeren (Taf. 1
Fig. 7). Daneben treten Echinodermen- und Molluskenreste
(z. T. Inoceramenprismen) auf.
1.2.7 Überturriliten-Schicht
Die Überturriliten-Schicht (Synonym: Fugen-Schicht)
stellt die Basısbank des Seewerkalkes dar. Aufgrund lithologi-
scher Besonderheiten wird sie jedoch üblicherweise getrennt
von ihm behandelt.
Die im Steinbruch rund 0,7 m mächtige Überturriliten-
Schicht stellt einen mittelgrauen, hellgrau anwitternden
Kalkmikrit in Fazies des Seewerkalkes dar. Im Gegensatz zu
diesem treten in der Überturriliten-Schicht noch vermehrt de-
tritischer Quarz, Glaukonit sowie bis über 1 cm große Pyrit-
konkretionen und -kristalle auf. Die löchrigen Strukturen an
der Gesteinsoberfläche gehen auf Verwitterung dieses Pyrits
zurück. Glaukonit- und Quarzgehalt nehmen zum Hangen-
den ganz allmählich ab, so daß zum Seewerkalk keine scharfe
Grenze besteht. Das dichte, splittrig-scherbig brechende Ge-
stein ist reich an Mikrofossilien und von einer den Meeresbo-
den bewohnenden Fauna durchwühlt (Taf. 1 Fig. 9).
Die Grenze zwischen den Knollen-Schichten und der
Überturriliten-Schicht ist im Gelände wie im Dünnschliff
teils messerscharf ausgebildet, teils stellt sie einen gewellten
Hartgrund dar, von dem mit Kalkmikrit der Überturriliten-
Schicht gefüllte Bohrgänge nach unten in die Knollen-Schich-
ten ausgehen (Taf. 2 Fig. 10). An dieser Grenze, die heute be-
reichsweise als Drucklösungssaum auftritt, verringern sich
von den Knollen-Schichten zur Überturriliten-Schicht fast
schlagartig der Quarz- und Glaukonitgehalt sowie der Korn-
durchmesser im Kalk.
1.2.8 Seewerkalk
Der Seewerkalk tritt an der Südflanke des Sattels im Stein-
bruch mit fließendem Übergang aus der Überturriliten-
Schicht vollständig und mit einer Mächtigkeit von rund 26 m
auf. In der nördlich an den Sattel anschließenden Schuppen-
zone ıst er am Nordrand des Steinbruchs als etwa 1,5 m
mächtiger, tektonisch begrenzter Span zwischen Brisisand-
stein und Seewerschiefern aufgeschlossen.
Der Seewerkalk ist ein im allgemeinen hellgrauer, manch-
mal auch hellbläulich- oder hellgrünlichgrauer, dichter, pela-
gischer Kalkmikrit, dessen hellgraue bis weißlichgraue Ver-
witterungsfarbe bereits von weitem auffällt. Das durch Bio-
turbation oft dunkel gefleckte, muschelig brechende Gestein
führt gelegentlich etwas Glaukonit und detritischen Quarz.
Zudem lassen sich Pyritaggregate mit bis zu mehreren Zenti-
metern Durchmesser beobachten.
Der oft flaserige Seewerkalk ist sehr gut gebankt und zeigt
meist knollige Schichtflächen. Die primäre Ursache für die
gute Schichtung des Seewerkalkes war sicherlich die zeitweise
erhöhte Tonmineralzufuhr und/oder geringere organogene
Kalksedimentation. Allerdings sind die feinen Mergellagen
stets durch die Drucklösung überprägt worden. Schlämm-
proben dieses Mergels enthalten eine vorzüglich erhaltene
und reiche Foraminiferenfauna (WEIDICH ı. Vorb.).
1.2.9 Seewerschiefer
In der Schuppenzone treten am Nordrand des Steinbruches
in tektonisch überkippter Lagerung unter dem Seewerkalk-
span stark zerscherte, graue, phyllitisch wirkende Kalkmer-
gel mit etwas detritischem Quarz auf. Sie waren 1980-82 nur
wenige Meter mächtig aufgeschlossen.
Nach Hacn, Höruımg & Marrını (in Hacn 1981) scheint es
sich um Seewerschiefer (Synonyme: Obere Seewer Schichten,
Seewermergel) zu handeln. Diese Gesteine wären dann vor
der Transgression der Amdener Schichten über dem Seewer-
kalk erhalten geblieben. Möglicherweise verzahnen sie sich
mit dessen jüngsten Teilen.
1.2.10 Amdener Schichten
Im Steinbruch sind auf der Sattelsüdflanke über dem See-
werkalk, ohne zwischengeschaltete Seewerschiefer, noch
rund 15 m mächtige Amdener Schichten in Fazies der Leist-
mergel aufgeschlossen. Es handelt sich um mittel- bis dunkel-
graue, sandige, schluffig-siltige Mergel mit muscheliger oder
griffelig-leistiger, stückiger Bruchform. Die Verwitterungs-
farbe, die bis tief unter die Oberfläche vorherrschen kann, ist
bräunlich-grau bis ockergrau. Sehr charakteristisch sind bläu-
lichschwarze, besonders aber rostbraune Verwitterungsflek-
ken auf Kluft- und Schichtflächen. Die nur mäßig festen Mer-
gel zeigen oft deutliche Feinlaminierung und führen unregel-
mäßig kalkreichere und tonreichere Partien. In der karbona-
tisch-tonigen Grundmasse treten detritischer Quarz, Glau-
konit, Hellglimmer, etwas Feldspat sowie Pyrit auf.
Die Grenze zwischen Amdener Schichten und Seewerkalk
im Südteil des Steinbruches ist sicher tektonisch überprägt
(Harnischstreifung auf dem obersten Seewerkalk). Ob die
Amdener Schichten hier diskordant erosiv über den Seewer-
kalk greifen (,„‚Dachdiskontinuität“ nach Arn. HEIM & Sertz
1934: 277) muß offen bleiben. Umgelagerte Seewerkalk-
bröckchen und -foraminiferen in den Amdener Schichten tre-
ten allerdings erst ca. 2 m über dem Kontakt auf. Eine basale
Aufarbeitung des Seewerkalks kann nicht beobachtet werden.
Zwar isteine Winkeldiskordanz von 10-15° ausgebildet, doch
ließe sich dies auch durch Anschuppung der inkompetenteren
Amdener Schichten an den kompetenten Seewerkalk erklä-
ren. Möglich ist auch die Annahme, daß die geringmächtigen
Seewerschiefer, die in der nördlichen Schuppenzone noch
vorhanden sind, tektonisch unterdrückt wurden.
559
DASTRAIIGRA PENISCHERFTE TE
2.1 STRATIGRAPHIE DER TIEFEREN SCHICHTEN
(BRISISANDSTEIN - LOCHWALD-SCHICHT)
Der tiefere Teil des Profils läßt sich biostratigraphisch nur
relativ grob untergliedern. Mit planktonischen Foraminiferen
ist keine dem höheren Profilteil vergleichbare Feinzonierung
möglich (vgl. 2.2), und unter den Makrofossilien sind Cepha-
lopoden zu selten, um eine detaillierte Gliederung zu erlau-
ben. Immerhin ermöglichen die hier erstmals beschriebenen
Cephalopoden in einigen Punkten eine Bestätigung bzw. Prä-
zisierung der bisherigen biostratigraphischen Vorstellungen,
die insbesondere von Arn. HEım (1919) und Arn. HEIM &
Seıtz (1934) entwickelt wurden (vgl. Tab. 1).
ceristatum
o
lautus/nitidus
MITTLERES
dentatus/lyelli
mammillatum
UNTERES
tardefurcata
(PARS)
nodosocostatum
Tabelle 1.
1. Das obere Apt (Zone Ill nach Jacog 1907) ist nach Arn.
HEım & Seırz (1934) sowie BETTENSTAEDT (1958) durch den
äußerst fossilarmen Brisisandstein vertreten. Zwar ist bisher
„noch nie... in den helvetischen Alpen aus den Brisischich-
ten ein bestimmbarer Ammonit bekannt geworden‘ (Arn.
HEım & Serrz 1934: 258), doch liefert der hier beschriebene
Hypacanthoplites newingtoni aus den höheren Partien des
Brisisandsteines eine gute Bestätigung, da dieser Ammonit im
borealen Bereich auf die jacobi-Zone beschränkt ist, dem
zeitlichen Äquivalent der mediterranen nodosocostatum-
Zone (Tab. 1).
2. Im unteren Alb (Zone IV nach Jacos 1907) kamen nach
Arn. HEm & Serrz (1934) die Durchschlägi-Schicht und die
Flubrig-Schicht zur Ablagerung. Erstere führt vor allem ein-
zelne Echinodermenreste und phosphoritisierte Cephalopo-
denbruchstücke, letztere enthält u. a. Inoceramen-, Gastro-
poden- und Belemnitenreste. Die überlagernden Twirren-
Schichten werden von Arn. HEım (1919) bereits ins mittlere
Alb (Zone V nach Jacos 1907) gestellt. Sie führen Bivalven,
darunter Inoceramus concentricus, Gastropoden, Belemni-
ten, Brachiopoden- und Bryozoen sowie Foraminiferen (vgl.
auch M. RıcHTEr 1966).
3
= E
\ o &
“ E "
u [ u
7 “ S & |
Mediterrane {2} © S |
K [ 3 |
zonengliederung 4 3 © Q
nach g x u u 0) Zonengliederung
STUFEN = = S 5 5 a S nach
Colloque sur le = 2 u & E S 3
Cr&tac@ inferieur - {1 ” M I u u JACOB (1907)
(Lyon 1963) a iS S » ie 5 & Rn
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en VIb|inflatum/bergeri
u
[72 =
{rm inflatum
a
{=}
hugardianum
V |dentatus
tardefurcatus
nodosocostatum/bigoureti
Stratigraphische Verbreitung der Cephalopoden der helvetischen Schichten am Grünten.
Von den hier beschriebenen Cephalopoden stammen nach
dem anhaftenden Gestein Cymatoceras neckerianum, Ley-
meriella (Leymeriella) cf. tardefurcata und Douvilleiceras
aequinodum aus den basalen Twirren-Schichten. Trifft diese
Zuordnung zu, bedeutet das, daß die Twirren-Schichten be-
reits im unteren Alb einsetzen. Dies wäre eine direkte Bestäti-
gung der Vermutung von Arn. HEIM & Serrz (1934: 264), wo-
nach im helvetischen Faziesbereich Flubrig-Schicht und
Twirren-Schichten nach Osten hin älter werden.
3. Mittleres Alb läßt sich bisher am Grünten mit Makrofos-
silien nicht direkt nachweisen. Die Lochwald-Schicht wird
von Arn. HEm (1919) — ebenso wie die überlagernden Knol-
len-Schichten — zum unteren Oberalb (Zone VIa nach Jacog
1907) gerechnet. Vor allem die Lochwald-Schicht ist dabei
sehr fossilreich. Neben Ammoniten treten Nautiliden, Be-
lemniten, Inoceramen, Brachiopoden, Echinodermaten so-
wie Foraminiferen auf.
Der hier beschriebene Anisoceras (Anisoceras) cf. pseudo-
punctatum — dessen genaue Fundschicht leider nicht bekannt
ist — gibt einen Hinweis darauf, daß auch noch das höchste
Alb vertreten ist, das dem oberen Teil der Jacosschen
Zone VIb entspricht. Aufgrund der Foraminiferen und dem
560
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kn Knollen-Schichten
Glaukonit
°
siltig-feinsandige
braune Mergel
du Durchschlägi-Schicht
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FORAMINIFEREN -HAUFIGKEITEN selten
® gr.Quarzkörner (-3mm)
®® Freß-, Wohnbauten ("Fährten")
uns Bohrgänge im Hartgrund
Z2 Phoshoritknollen
gut gebankter, knolliger
glauk. Quarz-Sdst.
m. Kalkknollen (-Lagen)
(schwach) glauk.
Quarz-Sandsteın
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Lithologisch-stratigraphisches Profil der helvetischen Schichtenfolge im Steinbruch ‚An der
Abb. 3.
WEIDICH 1982
Schanz‘ (Südflügel des Sattels; 3. Sohle).
Zone.
= primitiva-
pr:
= helvetica-Zone;
vet.
l
Abkürzungen: he
Alter der hangenden Knollen-Schichten reicht die Loch-
wald-Schicht im Steinbruch sogar ins tiefere Cenoman. Die-
ses Ergebnis stützt die an anderen Lokalitäten gemachte Be-
obachtung eines gemeinsamen Auftretens von Fossilien des
Alb und Cenoman in der Lochwald-Schicht. Es wird von
Arn. HEm & Serrz (1934), Here (1962), LAnGE (1968) und
ScHorz (1978) als Kondensation gedeutet, während REısEr
(1922) und M. RıcHTtEr (1966) Umlagerungen annahmen.
2.2 FEINSTRATIGRAPHIE DER HÖHEREN
SCHICHTEN
(KNOLLEN-SCHICHTEN - AMDENER SCHICH-
TEN)
Der Profilabschnitt Knollen- bis Amdener Schichten an der
Südflanke des Sattels (Abb. 2 u. 3) wurde sehr dicht beprobt
(17 Schlämm- und 66 Dünnschliffproben). Die Auswertung
erbrachte die Vertikalverbreitung der stratigraphisch wichti-
gen planktonischen Foraminiferen (Abb. 3), deren Untertei-
lung in sieben planktonische Foraminiferenzonen die für den
Tethysraum zu erwartende Feinstratigraphie zuläßt. Abb. 3
ist eine in der Probendichte und Zahl der planktonischen Fo-
raminiferen gekürzte Fassung. Eine ausführliche Darstellung
mit eingehender Diskussion der Foraminiferenfauna er-
scheint an anderer Stelle (WEimıcH ı. Vorb.).
Die der Untersuchung zugrunde liegenden 101 Dünn-
schliffe sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläonto-
logie und historische Geologie (Dünnschliff-Nr. G 3488 bis
3577a/82) und in der Sammlung des Bayerischen Geologi-
schen Landesamtes (Dünnschliff-Nr. 82092 bis 82102) hin-
terlegt.
Beschreibung der einzelnen Zonen
1. cushmani-Zone (höheres Cenoman): Die Zone beginnt
mit dem ersten Auftreten der Rotalipora cushmani (MORROW)
und endet mit dem Aussterben der Rotaliporen. Das erste Er-
scheinen des Leitfossils in unserem Profil ist sicherlich faziell
bedingt (Kalkknollen im Grünsand), wodurch sich die Zo-
nenuntergrenze nicht fassen läßt. Die letzte Rotalipora tritt
unterhalb des Hartgrundes am Top der Knollen-Schichten
auf.
In den kalkigen Knollen und kalkreichen Partien der Knol-
len-Schichten herrschen kleine Hedbergellen vor, die wegen
der starken Umkristallisation nur sehr selten eine artliche Be-
stimmung zulassen: Hedbergella sp., H. planispira (Tar-
Pan), H. delrioensis (Carsey). Die partienweise häufigen Ro-
taliporen können nur in idealen Querschnitten artlich be-
stimmt werden: Rotalipora sp., R. cushmani, R. greenhor-
nensis (MorRow), R. deeckei (Franke). Selten finden sich
ferner: Praeglobotruncana sp., P. praehelvetica (TrujıLLo),
Globigerinelloides sp., Whiteinella aprica (LoEsLich &
Tarran), W. baltica Doucıas & Rankın, W. brittonensis
(LozBLicH & Tappan) sowie häufig Sandschaler und kalkscha-
lige Foraminiferen (einschließlich Milioliden).
Die vom Hartgrund an der lithologischen Grenze Knol-
len-Schichten/Überturriliten-Schicht ausgehenden Bohr-
gänge (1-2 cm Durchmesser) in den Knollen-Schichten sind
561
mit Kalkschlamm verfüllt worden (Taf. 2 Fig. 10), der die
Foraminiferenfauna der hangenden Überturriliten-Schicht
enthält. So ist im Dünnschliff kn 3 (Abb. 3) das plötzliche
Massenauftreten von Dicarınella imbricata (MorNnoD) und
anderen, die imbricata-Zone charakterisierenden Plankton-
foraminiferen, zu erklären.
Während Arn. HEm & Serrz (1934) noch oberes Alb als Al-
ter der Knollen-Schichten annahmen, ergaben neuere Bear-
beitungen ein cenomanes Alter (z. B. Borıı 1945). Im Stein-
bruch ‚‚An der Schanz“ gehören die Knollen-Schichten in das
höhere Cenoman (Abb. 3). Ihr Wechsel von Kalkmikriten
und grünsandigen Gesteinen zeigt den Übergang von der de-
tritischen Sedimentation im Alb und tieferen Cenoman in die
pelagische Fazies des Seewerkalks an.
2. imbricata-Zone (Wende Cenoman/Turon): Faziell ent-
spricht die imbricata-Zone der Überturriliten-Schicht und
den untersten Seewerkalk-Bänken.
Der Zeitraum, innerhalb der Lebensdauer von D. imbrica-
ta, zwischen dem Aussterben der Rotaliporen und dem Erst-
auftreten der Praeglobotruncana helvetica (Boruı) ist in der
Literatur unter verschiedenen Zonenbezeichnungen bekannt:
„Zone ä grandes globigerines‘““ (Weiss 1980; WOoNDers 1978),
»‚Whiteinella archaeocretacea-Zone“ (Atlas de foraminiferes
planctoniques...1; WoNDErs 1980), ,„Zoneä Rotundina cre-
tacea — Praeglobotruncana imbricata“ (Sara) 1980) und
„aprica-Zone‘“ (Wonners 1979). Dieser Zeitbereich ist zwar
durch die „‚großen Globigerinen“ gekennzeichnet, aber das
Massenauftreten von D. imbricata in unserem Profil wie
auch die leichte Bestimmbarkeit dieser Form im Dünnschliff
(im Gegensatz zu W. archaeocretacea PEssaGno) veranlaßt
uns dazu, diesen Abschnitt imbricata-Zone zu nennen.
Neben der Leitform treten noch auf: Praeglobotruncana
stephani (GANDOLFI), P. turbinata (REICHEL), P. praehelve-
tica, D. hagnı (SCHEIBNEROVA), Whiteinellen und Hedbergel-
len. Aufgrund der günstigen Erhaltung sind nun meistens Be-
stimmungen bis zur Art möglich. Benthonische Foraminife-
ren sind zwar noch häufig, aber schon wesentlich weniger an
Zahl als im Grünsand; zudem fehlen Milioliden vollständig.
3. helvetica-Zone (Unterturon): Durch Erstauftreten und
Aussterben der P. helvetica ist diese Zone festgelegt. Häufi-
ger als die Leitform erscheint P. praehelvetica, die schon ab
dem Obercenoman bekannt ist und aus der ?. belvetica her-
vorging. Charakteristisch für die Zone sind ferner P. stepha-
ni, P. turbinata und die frühen flachen, zweikieligen Margi-
notruncanen (M. canaliculata (Reuss), M. psendolinneiana
Pzssacno). Die beiden letztgenannten vereinigten wir mit
Globotruncana linneiana (D’ORBIGNY) zu einer Gruppe, da
sie im Dünnschliff kaum zu unterscheiden sind (pseudolin-
neiana-Gruppe). Ebenfalls schon vorhanden sind M. sigalı
(REICHEL)/M. schneegansi (SıGaL), M. marginata (Reuss)/
Globotruncana bulloides VoGLer und M. tricarınata (Que-
REAU). Dagegen treten D. imbricata und D. hagni stark in
den Hintergrund.
Aufgrund der Foraminiferenfauna umfaßt der Seewerkalk
nach den basalen Kalkbänken die belvetica-, schneegansı-,
primitiva-, concavata- und den tieferen Teil der asymetrica-
Zone, also den Zeitraum Unterturon-Santon.
4. schneegansi-Zone (Mittel- bis Oberturon): In Anleh-
nung an die Zonengliederung im ‚‚Atlas de foraminiferes
planctoniques... 1“ wird die Zone zwischen dem Aussterben
der P. helvetica und dem Erstauftreten der D. primitiva
(Daısıez), der Basis des Coniacs, schneegansi-Zone genannt,
auch wenn das Zonenleitfossil nur selten zu finden und zu-
dem von der verwandten M. sigali im Dünnschliff nicht zu
unterscheiden ist. Die Zone wird besonders von den ‚‚großen
Globotruncanen“ gekennzeichnet: M. coronata (BorLı) und
M. tricarinata. Daneben herrschen noch Formen der psen-
dolinneiana-Gruppe vor. M. angusticarınata (GANDOLFI)
und M. renzi (Ganporrı) sind selten. Im obersten Teil dieser
Zone konnten schon Globotruncana globigerinoides BROT-
zEN und Archaeoglobigerina cretacea (D’ORrBIGnY) beobachtet
werden.
Setzt man das Erscheinen der beiden zuletzt genannten Fo-
raminiferen mit der Basıs des Coniacs gleich, entspräche das
der primitiva-Zone; allerdings fehlt D. primitiva in diesen
Dünnschliffen.
5. primitiva-Zone (tieferes Coniac): Die Zeitspanne zwi-
schen dem ersten Auftreten von D. primitiva (Basis des Co-
niacs) und der ersten D. concavata (BROTZEN) ist die primiti-
va-Zone. Dies ist ein sehr kurzer Zeitraum und war wegen
des äußerst spärlichen Auftretens von Formen der primitiva-
concavata-asymetrica-Reihe in unserem Profil kaum zu erfas-
sen. Immerhin enthielt aber der Dünnschliff sw 39 (Abb. 3)
den Querschnitt einer D. primitiva.
6. concavata-Zone (höheres Coniac bis tieferes Santon):
Zwischen dem Erstauftreten der D. concavata und der ersten
D. asymetrica (SıcaL) [= Globotruncana carinata Dausıez]
liegt die concavata-Zone. Die Leitform ist sehr selten zu fin-
den. Die Schlämmprobe sw 39 M, Material aus einer Mergel-
fuge, enthielt eine überaus reiche Foraminiferenfauna, in der
auch D. concavata und Archaeoglobigerina blowi PEssaGno
bestimmt werden konnten. Die Masse der planktonischen
Foraminiferen entfiel aber wieder auf M. coronata, M. trica-
rinata, M. marginata/G. bulloides und die psendolinnei-
ana-Gruppe.
Die Seewerschiefer, die in der nördlichen Schuppenzone
(Abb. 2) auf den Seewerkalk folgen, führen eine kleine,
schlecht erhaltene Foraminiferenfauna. Sie erlaubt die Einstu-
fung dieser Kalkmergel in das Coniac oder jünger: Margino-
truncana angusticarinata (GANDOLFI), M. coronata (BoLLI),
Neoflabellina sp., Gavelinella cf. costata (BROTZEN), Gyro-
idina sp., Stensioeina sp. (granulata-pommerana-Gruppe),
Ammodiscus sp., Arenobulimina d’orbignyi (Reuss) und
Ataxophragminm depressum (PERNER).
7. asymetrica-Zone (höheres Santon): Mit dem Erstauftre-
ten der D. asymetrica (höheres Santon) beginnt diese Zone;
sie endet beim ersten Erscheinen einkieliger Globotruncanen
der elevata-Gruppe. Wenn wir hier von höherem Santon
sprechen, so schließen wir uns damit der Mehrheit der Auto-
ren an, die glauben, daß D. asymetrica erst im höheren San-
ton oder Obersanton einsetzt. Die Minderheit setzt das Erst-
auftreten von D. asymetrica mit der Basis des Santons gleich
(z. B. SarajJ 1980).
Schon im obersten Seewerkalk konnte D. asymetrica im
Dünnschliff beobachtet werden, ein Beweis dafür, daß die
Fazies des Seewerkalks bis in das Santon hineinreichen kann.
Weitere Hinweise für das Santon-Alter des obersten Seewer-
kalks und der Amdener Schichten sind Sıgalia sp., S. defla-
ensis (SıGAL) und, nur in Dünnschliffen zu finden, Globo-
truncana cf. arca (CusHMAn). Unter G. cf. arca in Abb. 3
fassen wir alle Formen zusammen, deren Schliffbilder
G. fornicata (Pıummer) oder Vorläufern von G. arca
(G. morozovae VASSILENKO, G. convexa CUSHMAN, falls man
diese Arten gelten lassen will), entsprechen.
Die Amdener Schichten führen neben seltener auftretenden
Inoceramen-, Gastropoden-, Belemniten- und Echinoder-
men-Resten Radiolarien, Ostracoden sowie eine reiche Fo-
raminiferenfauna. Letztere erlaubt eine Einstufung des im
Steinbruch aufgeschlossenen, basalen Anteils der Amdener
Schichten in das höhere Santon, da die Leitform der asymetri-
ca-Zone in fast allen Schlämmproben zu finden war, aber
Formen der elevata-Gruppe (Campan) noch fehlen. Eine
gute Foraminiferenliste gaben jüngst Hacn, HörLmg &
Marrını (in Hacn 1981: 290) an.
Die Amdener Schichten enthalten neben kleinen Seewer-
kalkbröckchen auch umgelagerte Foraminiferen aus dem
Seewerkalk bzw. den Seewerschiefern. Wegen ihrer kreidig-
weißen Farbe sind sie von den hell- bis dunkelbraunen Fora-
miniferen der Amdener Schichten leicht zu unterscheiden. So
enthält die Probe am 9 (Abb. 3) vornehmlich umgelagerte
Planktonforaminiferen (D. hagni, D. imbricata u. a.).
Ausblick
Das im Helvetikum-Profil des Steinbruchs ‚‚An der
Schanz‘“ für den obersten Seewerkalk nachgewiesene San-
ton-Alter mag zunächst überraschen, da allgemein der See-
werkalk in das Cenoman und Turon gestellt wird. Doch sind
wir sicher, daß bei sorgfältiger Bearbeitung anderer Helveti-
kum-Profile sich dieses junge Alter als vorherrschend erwei-
sen wird.
BETTENSTAEDT gab schon 1958 für „‚Seewermergel, oberhalb
des ‚Unteren Seewerkalks‘: Santon‘ an, erwähnt aber keine
Mikrofauna (BETTENsTAEDT 1958: 582-583). Sein Profil am
Südausgang der Breitach-Klamm bei Walserschanz SW’
Oberstdorf, das ebenfalls bereits Arn. Heim (1919: 460-461)
beschrieben hatte, ist z. Z. in Bearbeitung und das San-
ton-Alter für die „‚Fleckenschiefer“ (Arn. Hem) kann mit
D. asymetrica und S. deflaensis und S. decoratissima
(Kıasz) vorerst nur bestätigt werden. Daraus folgt, daß die
Überturriliten-Schicht und der Untere Seewerkalk, zusam-
men nur ca. 3,50 m mächtig, zeitlich dem obersten Cenoman
bis tiefsten Santon entsprechen.
Bei sorgfältiger Auswertung eines dicht beprobten Profils
zeigt sich, daß auch in dem als hinreichend erforscht geglaub-
ten Helvetikum noch manche neue Erkenntnis möglich ist.
Die Bedeutung der Feinstratigraphie, deren Erarbeitung nicht
nur die Zonenfolge als Ergebnis hat, wird sich in einer späte-
ren Zusammenschau mit den anderen tektonischen Einheiten
der Süddeutschen Kreide erweisen. Dies wird auch nicht ohne
Einfluß auf die paläobiogeographischen und paläoökologi-
schen Vorstellungen bleiben.
563
33SYSTEMATISCHER TEIT
3.1 INOCERAMEN
Klasse Bivalvia Lmn£, 1758
Unterklasse Pteriomorphia BEURLEN, 1944
Ordnung Pterioida NewELı, 1965
Unterordnung Pteriina NeweLı, 1965
Überfamilie Pteriacea Gray, 1847
Familie Inoceramidae GiEgEL, 1852
Gattung /noceramus SOWERBY, 1814
Inoceramus concentricus PARKINsoN, 1819
(Taf. 2 Fig. 9)
1819 Inoceramus concentricus n. sp. — PARKINSON Trans. Geol.
Soc., ser. 1, 5: 58, Taf. 1 Fig. 4.
1911 Inoceramus concentricus, PARKINSON, 1819. -— WooDs Mo-
nograph, 2: 265-268, Taf. 45 Fig. 11; Taf. 46 Fig. 1-10;
Taf. 47 Fig. 1-2.
1912b Inoceramus concentricus PARK.-WOODS Quart. J. Geol. Soc.
London, 68: 2, Abb. 5-9.
Material: 1 Exemplar (BSP 1963 I 389)
Beschreibung: Das vorliegende Exemplar, der Stein-
kern einer linken Klappe, ist ziemlich hoch gewölbt und
scheint nicht verdrückt zu sein. Der Steinkern trägt eine deut-
liche konzentrische Skulptur in Form flacher Wülste, deren
gegenseitiger Abstand nach hinten etwas größer wird. Ein
Sulcus ist nicht ausgebildet.
Beziehungen: Die hochgewölbte Klappe aus dem Zeit-
bereich Alb/Cenoman mit deutlichen Wülsten bei Fehlen ei-
nes Sulcus spricht eindeutig für /noceramus concentricus
Parkınson. Die ähnlichen Formen /. salomoni D’Orsıcny,
mit einem deutlichen Sulcus, und /. sulcatus PARKINsoN, mit
kräftiger Radialskulptur, scheiden aufgrund der angegebenen
Merkmale aus.
Verbreitung: Nach Woops (1912b: 2, Diagramm A)
tritt /. concentricus im ‚Upper Greensand, Gault, and Red
Chalk““ auf. Nach heutiger Einstufung entspricht dies dem
Mittel- und Oberalb (BEnnıson & WRIGHT 1969: 324).
Aus dem Helvetikum wird /. concentricus von LANGE
(1968: 169) aus der Lochwald-Schicht (Alb) und von Arn.
HeEm & Sertz (1934: 266) aus der Flubrig-Schicht und den
Twirren-Schichten (mittleres Alb) gemeldet.
Nach dem anhaftenden Gestein zu urteilen, stammt das
Sammlungsstück wahrscheinlich aus der Lochwald-Schicht
(Oberalb-Tieferes Cenoman). In unserer Münchener Samm-
lung wird ein 15x40 cm großer Block aus den Twirren-
Schichten aufbewahrt, auf dessen Schichtfläche pflasterartig
dicht gedrängt über 50 Exemplare von /noceramus concentri-
cus liegen (BSP 1956 I 205).
Inoceramus cf. lamarcki Parkınson, 1819
(Taf. 2 Fig. 8)
1819 Inoceramus lamarckü n. sp. — PARKINSON Trans. Geol. Soc.,
ser. 1, 5:55, Taf. 1 Eig. 3
1912a /noceramus lamarcki, PARKINSON, 1819. -— WooDs Mono-
graph, 2: 307-327, Abb. 63-85; Taf. 52 Fig. 4-6; Taf. 53
Fig. 1-7.
1967 Inoceramus lamarcki lamarcki PARKINSON, 1819. — TRÖGER
Abh. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 12: 59-63, Taf. 5
Fig. 1-6; Taf. 6 Fig. 3 (mit Synonymie).
Material: 1 Exemplar (BSP 1979 I 163)
Beschreibung: Bei dem Stück handelt es sich wohl um
dierechte Klappe, die als Steinkern vorliegt, an dem aber noch
überwiegend Schalenreste haften. Das Exemplar ist verdrückt
und unvollständig erhalten, insbesondere fehlen der Wirbel
und der Schloßrand. Die Skulptur setzt sich aus asymmertri-
schen Anwachskämmen (vorderes Drittel) und Anwachsrei-
fen (hinterer Teil) zusammen.
Beziehungen: Bei der schlechten Erhaltung muß jede
artliche Bestimmung des vorliegenden Stückes sehr gewagt
erscheinen. Wäre hier nicht die charakteristische Skulptur er-
halten geblieben, die wie das Gesamtbild am ehesten mit Ino-
ceramen der lamarcki-Gruppe übereinstimmt, schiede jede
Bestimmung aus.
Eine Verwechslungsmöglichkeit wäre nur noch mit Arten
der labiatus-Gruppe gegeben, vor allem bei Berücksichtigung
der ganzen Variationsbreite von /. labiatus SCHLOTHEIM und
wenn man sich der Auffassung von Seırz (1935) anschließt.
Danach bestünden durchaus Ähnlichkeiten mit „‚/noceramus
labiatus v. SCHLOTHEIM var. labiata“ im Sinne von Serrz
(1935: 448-454; Abb. 9c, Abb. 11c).
Verbreitung: /. lamarcki ist in Nord- und Mittel-
deutschland leitend für das untere Mittelturon (Serrz 1956: 4).
Dies trifft zumindest auch für Nord-, Mittel- und Osteuropa
zu (SEIBERTZ 1979; 'TROGER 1981).
Inoceramus inconstans Woops, 1912
(Taf. 2 Fig. 7)
pars 1912a Inoceramus inconstans, sp. nov. - WOODS Monograph,
2: 285-291, Abb. 42, 44, Taf. 51 Fig. 1 [Syntypen].
pars 1912b /noceramus inconstans WOODS. — WOODS Quart. ].
Geol. Soc. London, 68: 16, Abb. 65-73.
1967 Inoceramus inconstans inconstans WOODs, 1911. —
TRÖGER Abh. Staatl. Mus. Min. Geol. Dresden, 12:
101-102, Taf. 13 Fig. 19.
Material: 1 Exemplar (BSP 1982 I 35)
Beschreibung: Das unverdrückte Exemplar, eine linke
Klappe, liegt überwiegend in Schalenerhaltung vor; nur am
hinteren Ende tritt der Steinkern unter der dünnen Schale
hervor. Unvollständig erhalten sind der Hinterrand, der Wir-
bel und der Schloßrand. Der äußerste Teil des Flügels ist ab-
gebrochen.
Die Schale ist stark gewölbt, zeigt aber nur einen undeutli-
chen Wachstumsknick. Die Skulptur ist ausschließlich kon-
zentrisch und besteht aus kräftigen asymmetrischen An-
wachskämmen, zwischen denen sich zahlreiche feine An-
wachslinien scharen. Auf dem Flügel biegt die Skulptur leicht
nach dessen Distalende um.
Beziehungen: Die Zugehörigkeit zur inconstans-
Gruppe ist ganz offensichtlich. Von den anderen Arten der
Gruppe, I. waltersdorfensis ANDERT und 7. fiegei 'TROGER
und ihren Unterarten unterscheidet sich /. inconstans Woons
564
durch die stärkere Wölbung und die kräftigere Skulptur.
Hinweise zur Nomenklatur finden sich bei TROGER (1967:
100-101); dieser Autor wählte auch einen Lectotypus für
I. mconstans aus.
Verbreitung: TröGer (1967: 102) beschreibt die Art aus
dem Oberturon Mitteldeutschlands, die Unterart /. incon-
stans lneckendorfensis TRÖGER aus dem obersten Oberturon
der subherzynen und nordböhmischen Kreide sowie aus dem
Unterconiac (TRÖGER 1981).
Vom anhaftenden Gestein konnte ein Dünnschliff herge-
stellt werden, in dem u. a. die folgenden planktonischen Fo-
raminiferen erkannt wurden: Dicarinella cf. primitiva (Daı-
BıEZ), D. cf. concavata (BROTZEN) und Archaeoglobigerina
cretacea (D’OrBıcny). Somit ergibt sich für unseren I. incon-
stans ein Coniac-Alter (etwa Probenbereich sw 39448 in
Abb. 3).
3.2 CEPHALOPODEN
Klasse Cephalopoda Cuvier 1897
Unterklasse Nautiloidea Acassız 1847
Ordnung Nautilida Acassız 1847
Überfamilie Nautilaceae DE BramvirLE 1825
Familie Cymatoceratidae Sparu 1927
Gattung Cymatoceras Hyatt 1884
Cymatoceras neckerianum (Pıcrer 1847)
(Taf. 2 Fig. 5)
1975 Cymatoceras neckerianum (PICTET 1847) — FORSTER, $. 250,
Taf. 17, Fig. 6, Abb. 80A (mit Synonymie).
Material: 11 Exemplare (BSP 1950 193, BSP 1950 I 94,
BSP 1951 1178, BSP 1954.1 276, BSP 1958 1 262, BSP 1958 I
263, BSP 1971 1 295a, BSP 1971 I1295b, BSP 1972 I 34, BSP
1977. 1.222, BSP 1977 T 223)
Beschreibung: Alle Exemplare sind unvollständig erhal-
ten und verdrückt, so daß keine exakten Meß werte angegeben
werden können. Es handelt sich durchweg um relativ große
Formen, mit Durchmessern bis ca. 215 mm.
Der Querschnitt scheint sehr variabel zu sein, die Win-
dungsbreite nimmt im Lauf der Ontogenese rasch zu. Ihre
größte Breite besitzt sie an der Basis der Flanken, am Rand der
steilen Nabelwand. Die Flanken konvergieren zur gut gerun-
deten Externseite hin.
Die Skulptur besteht aus scharf ausgeprägten breiten Rip-
pen. Sie setzen an der Umbilikalkante ein und verlaufen zu-
nächst nach vorne. Auf der höheren Flanke biegen sie in wei-
tem Bogen zurück und queren die Fxternseite mit nach hinten
gerichtetem stumpfen Winkel. Von der Lobenlinie ist nichts
zu erkennen.
Beziehungen: Die Skulptur der beschriebenen Exem-
plare ist typisch für die Gattung C'ymatoceras.
Innerhalb dieser Gattung besteht die beste Übereinstim-
mung mit C. neckerianum. Leider ist diese Art nur sehr we-
nig bekannt, ihre Abgrenzung — vor allem gegenüber dem
sehr ähnlichen C. neocomiensis D’Orsıcny 1840 - ist schwie-
rig. Nach der Originalbeschreibung von PıcrEr (1847: 273)
unterscheidet sich C. neckerianum von C. neocomiensis
durch einen höheren Windungsquerschnitt sowie die stärker
geschwungenen und ungleichmäßiger angelegten Rippen. In
einer späteren Arbeit (PıctEr & RENEVIER 1854: 21) wird aller-
dings die große Ähnlichkeit mit C. neocomiensis nochmals
betont und hervorgehoben, daß weiteres Material notwendig
wäre, um zu entscheiden, ob die genannten Unterschiede tat-
sächlich artspezifisch sind.
Eine Untersuchung der Variationsbreite der beiden Arten
steht noch aus. Möglicherweise handelt es sich nur um eine
einzige Art, die dann nach dem Prioritätsprinzip C. neoco-
miensis heißen müßte. Solange eine solche Untersuchung
aber noch aussteht, wird C. neckerianum noch als eigene Art
betrachtet.
Verbreitung: C. neckerianum besitzt im oberen Apt
von England bis Mozambique eine weite Verbreitung. Dar-
über hinaus ist die Art auch aus dem unteren Alb von England
und Frankreich beschrieben worden.
Unterklasse Ammonoidea Zırreı 1884
Ordnung Ammonitida Zırreı 1884
Unterordnung Lytoceratina Hyatt 1889
Überfamilie Tetragonitaceae Hyarr 1900
Familie Gaudryceratidae SpatH 1927
Gattung Kossmatella Jacos 1907
Im Anschluß an ScHorz (1979: 52) wird hier auf eine sub-
generische Untergliederung der Gattung verzichtet.
Kossmatella schindewolfi WIEDMANN & Dienı 1968
1968 K. (Kossmatella) schindewolfi — WIEDMANN & DIENI, $. 41,
Taf. 3, Fig. 13, Taf. 4, Fig. 1-3, Abb. 11-12 (mit Synonymie).
Material: I Exemplar (BSP 1979 I)
Beschreibung: Das Stück besteht aus einer schlecht er-
haltenen halben Windung, die folgende Abmessungen auf-
weist:
D Wh Wb Wh/Wb Nw
22 4.5 (0.22) 6 (0.27) 0.75 16 (0.55)
Die Aufrollung ist deutlich evolut, die Marginalkante gut
ausgebildet, die breit gerundete Externseite etwas abgeflacht
und glatt. Die Skulptur besteht aus kräftigen, kegelförmigen
Knoten, die den Flanken aufsitzen. Auf den erhaltenen hal-
ben Umgang entfallen acht dieser Knoten.
Von der Lobenlinie ist nichts zu erkennen.
Beziehungen: Aufrollung und Skulptur weisen das be-
schriebene Exemplar eindeutig als Kossmatella aus, und zwar
wegen der kräftigen Knoten als Vertreter der Gruppe der
K. ventrocincta (QuENSTEDT 1847/48) im Sinne von WIED-
MANN (1962: 50).
Innerhalb dieser Gruppe besteht die beste Übereinstim-
mung mit K. schindewolfi, was die Zahl der kegelförmigen
Knoten pro Umgang betrifft. Diese wird von WIEDMANN &
Dienı (1968: 41) mit etwa 15 pro Umgang angegeben.
Die dichtsitzenden Knoten scheinen der einzige echte Un-
terschied zur nächstverwandten Art, K. oosteri BREISTROFFER
1936 zu sein. Nach WIEDMANN & Dienı (1968: 42) besitzt
K. schindewolfi neben der dichteren Skulptur zwar auch eine
evolutere Aufrollung als X. oosteri, demgegenüber geben die
Messungen der beiden Autoren jedoch übereinstimmende
Angaben für die Nabelweite der beiden Arten an.
Verbreitung:K. schindewolfi tritt im höheren Alb auf
und ist bisher aus Frankreich, Sardinien und Polen bekannt.
Kossmatella romana WIEDMANN 1962
(af. 2"Fig. 2)
1968 K. (Kossmatella) romana WIEDMANN — WIEDMANN & DIENI,
S. 38, Taf. 1, Fig. 10-11; Taf. 2, Fig. 7; Taf. 3, Fig. 10 (mit
Synonymie).
Material: 1 Exemplar (BSP 1982 I 80)
Beschreibung: Das relativ gut erhaltene Exemplar um-
faßt6 Windungen und ist unverdrückt. Die Abmessungen er-
geben folgende Werte:
D Wh Wb
31.5 90.29)
Wh/Wb Nw
11.5(0.37) 0.78 13.5 (0.43)
Die Auirollung ist deutlich evolut, die relative Windungs-
höhe nımmt im Verlauf der Ontogenie zu.
Der Querschnitt der vorletzten Windung ist noch
trapezoidal, der letzte Umgang besitzt dagegen einen subzir-
kulären Querschnitt. Die Skulptur zeigt einen deutlichen on-
togenetischen Wechsel. Die innersten Windungen lassen nur
wenige Details erkennen, bis zu einem Durchmesser von ca.
9 mm sind lediglich dichte radiale Streifenrippen ausgebildet.
Erst ab diesem Durchmesser setzen an der Umbilikalkante
breite Wulstrippen ein, die sich auf der Flanke zunächst ver-
breitern und verstärken, sich oberhalb der Marginalkante
aber wieder abschwächen.
Diese recht grobe Skulptur wird zunächst noch von den
feinen Streifenrippen überlagert, die aber auf dem letzten
Umgang nicht mehr zu erkennen sind.
Die zwischen den einzelnen Wulstrippen liegenden radia-
len Falten sind auf der Externseite ebenfalls abgeschwächt,
queren aber diese noch in schwach konvexem Bogen.
Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen.
Beziehungen: Aufrollung und Skulptur zeigen deutlich
die Zugehörigkeit des Exemplares zur Gattung Kossmatella,
und zwar aufgrund der Radialfalten zur Gruppe der K. agas-
sizıana (PıcTEt 1847) im Sinne von WIEDMANN (1962: 50).
Die beste Übereinstimmung innerhalb dieser Gruppe be-
steht zu X. romana. Diese Art besitzt in Aufrollung und
Querschnitt eine große Variabilität (vgl. Wırpmann & Dienı
1968: 38). Sie unterscheidet sich von der nächstverwandten
Art, K. muhlenbecki (J.-E. FarLıor 1885) durch den
trapezoidal-subzirkulären Querschnitt sowie dadurch, daß
die Radialfalten die Externseite queren.
Allerdings ist die Variabilität auch in diesen Punkten so
groß, daß Schorz (1979: 54) wohl zu Recht vermutet, daß bei
genauerer Kenntnis der Variabilität X. romana und K. muh-
lenbecki artlich nicht mehr zu trennen sein werden.
Verbreitung: Nach WıEDmAann & Dienı (1968: 39) be-
sitzt K. romana eine lange Lebensdauer und ist im Oberen
Apt (?)- Alb des west-mediterranen Raumes weit verbreitet.
565
Dagegen soll K. muhlenbecki nach diesen Autoren (op.
cit.: 39) auf das obere Alb beschränkt sein, nach ScHoLz
(1979: 53) setzt die Art allerdings bereits im unteren Teil des
mittleren Alb (dentatus-Zone) ein.
Unterordnung Ammonitina Hyarr 1889
Überfamilie Acanthocerataceae GrossouvRE 1894
Familie Leymeriellidae BREISTROFFER 1952
Gattung Leymeriella Jacos 1907
Untergattung L. (Leymeriella) Jacos 1907
Leymeriella (Leymeriella) cf. tardefurcata (LEYMERIE in
D’Orsıcny 1841)
(Taf. 2 Fig. 4)
Material: 1 Exemplar (BSP 1963 I 278)
Beschreibung: Das schlecht erhaltene und verdrückte
Bruchstück umfaßt eine knappe halbe Windung. Der
Durchmesser dürfte wenig über 30 mm betragen, genaue
Abmessungen lassen sich aber nicht angeben.
Die Nabelkante ist steil, die Flanken abgeflacht. Die Ex-
ternseite ist nicht erhalten, so daß sich der Querschnitt nicht
rekonstruieren läßt.
Die Skulptur besteht aus einfachen Rippen, die schwach
sigmoidal über die Flanke verlaufen. Die knappe halbe Win-
dung besitzt 14 solcher Rippen. Auf der höheren Flanke ver-
breitern sich die Rippen, wobei ihre Oberfläche abgeflacht
wird. Infolge der schlechten Erhaltung läßt sich allerdings
nicht erkennen, ob die Oberfläche der Rippen auch noch ge-
furcht ist.
Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen.
Beziehungen: Die einfachen, sigmoidal geschwungenen
Rippen weisen das Stück als Vertreter der Leymerielliden aus.
Schwierig ist zunächst die generische Bestimmung. Da die
Externseite nicht erhalten ist, läßt sich nicht erkennen, ob sie
von den Rippen gequert wird oder nicht, was für die Zuord-
nung zu Proleymeriella BREISTROFFER 1947 oder Leymeriella
von ausschlaggebender Bedeutung ist. So kann allein die Aus-
bildung der Rippen zur Entscheidung herangezogen werden.
Die deutliche Verbreiterung der Rippen auf der höheren
Flanke, verbunden mit ihrer Abflachung spricht dabei für die
Gattung Leymeriella, da die Proleymeriellen gleichmäßig
abgerundete Rippen besitzen.
Innerhalb der Gattung Leymeriella weist das Fehlen einer
lateralen Beknotung auf die Untergattung L. (Leymeriella)
hin, im Gegensatz zu L. (Neoleymeriella) SavELıEv 1973.
Eine eindeutige artliche Bestimmung ist bei der schlechten
Erhaltung allerdings nicht möglich. Die größte Ähnlichkeit
scheint zu L. (L.) tardefurcata zu bestehen, doch kann nicht
mit Sicherheit ausgeschlossen werden, daß es sich um eine
nahverwandte Art handelt, etwa um /. (L.) weberi SAvELIEV
1973. Diese Art stimmt auf den Innenwindungen völlig mit
L. (L.) tardefurcata überein und kann nach Sevep-Emanmi
(1980: 21) erst ab einem Durchmesser von 30 mm gut unter-
schieden werden.
Verbreitung:/. (L.) tardefurcata ist das Zonenleitfossil
des basalen Alb. L. (L.) weberi tritt nach SAavELıev (1973: 217)
ebenfalls nur in der tardefurcata-Zone auf.
566
Leymeriella (Leymeriella) cf. rencurelensis Jacos 1907
Material: 1 Exemplar (BSP 1979 I)
Beschreibung: Das mäßig erhaltene Exemplar umfaßt
etwas weniger als eine halbe Windung. Der Durchmesser
dürfte knapp 30 mm betragen haben.
Die Nabelkante ist steil, die Flanken nur wenig gewölbt,
die Externseite breit und abgeflacht, so daß sich insgesamt ein
kantiger Querschnitt ergibt.
Die Skulptur besteht aus 11 kräftigen, leicht sigmoidal ge-
schwungenen Einzelrippen. Diese entspringen an der Umbi-
likalkante, werden zur Externseite hin deutlich breiter und
enden knapp oberhalb der Marginalkante in knotenförmigen
Verdickungen.
Von der Lobenlinie ist nichts zu erkennen.
Beziehungen: Wie bei der zuvor beschriebenen Z[. (L.)
cf. tardefurcata weist auch hier die Skulptur auf die Unter-
gattung L. (Leymeriella) hin.
Auffällig an diesem Exemplar ist insbesondere die kräftige
Ausbildung der Rippen und deren Verdickungen an der Mar-
ginalkante. Die beste Übereinstimmung zeigt dieses Merkmal
mit L. (L.) rencurelensis, besonders mit einem der bei Jacos
(1907b: Taf. 17 Fig. 20) abgebildeten Stücke.
Allerdings ist die Erhaltung des hier beschriebenen Exem-
plares zu schlecht für eine eindeutige Zuordnung, zumal es
sich bei L. (L.) rencurelensis um eine relativ seltene Art han-
delt, auf die in einigen neueren und umfangreicheren Arbeiten
über Leymeriellen (Serrz 1930, Casey 1937, SavELıEv 1973)
nicht näher eingegangen wird. Eine Verwechslung ist insbe-
sondere mit L. (L.) recticostata SAvELIEv 1973 möglich.
Verbreitung: L. (L.) rencurelensis ıst bisher nur aus
Frankreich beschrieben worden und beschränkt sich nach Ja-
cop (1907a: 311) auf das basale Alb (tardefurcata-Zone). L.
(L.) recticostata wurde von SAVELIEV (1973: 217) ebenfalls aus
der tardefurcata-Zone beschrieben.
Unterordnung Ancyloceratina WIEDMANN 1966
Überfamilie Douvilleicerataceae Parona & BonarELLı 1897
Familie Douvilleiceratidae Parona & BonaArerLı 1897
Unterfamilie Douvilleiceratinae Parona & BonArELLı 1897
Gattung Douvilleiceras DE GROSSOUVRE 1894
Douvilleiceras aequinodum (QUENSTEDT 1849)
(Taf. 2 Fig. 6)
1962 Douvilleiceras mammillatum (SCHLOTHEIM) var. aeguinodum
(QUENSTEDT) — CASEY, S. 271, Taf. 90, Fig. 5; Taf. 91, Fig.
5-7; Taf. 92, Fig. 10a-b; Abb. 94a-£, Abb. 95a-b, Abb. 102d,
Abb. 103a-b.
Material: 1 Exemplar (BSP 1958 I 260)
Beschreibung: Das unverdrückte Exemplar umfaßt eine
knappe halbe Windung. Der Durchmesser beträgt etwa
55 mm, der Querschnitt ist breit gerundet.
Die Skulptur besteht einheitlich aus 13 kräftigen geraden
Einzelrippen. Sie sind scharf abgesetzt und auf der breiten Ex-
ternseite wulstartig verdickt. Der Abstand zwischen den Rip-
pen beträgt etwas mehr als eine Rippenstärke. Die Rippen
sind vielfach eingekerbt, was das Bild zahlreicher clavater
Knoten ergibt, pro Rippe sind es etwa 14 solcher „Knoten“.
In der Mitte der Externseite ist in die Rippen jeweils eine brei-
tere und tiefere Kerbe eingesenkt, so daß der Eindruck einer
medianen Furche entsteht.
Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen.
Beziehungen: Querschnitt und Skulptur kennzeichnen
das Stück eindeutig als Douvilleiceraten.
Die scharf ausgeprägten Rippen, die Rippendichte und die
sehr gleichmäßig ausgebildeten Knoten stimmen am besten
mit D. aequinodum überein. Diese Form wird von CaAsEv
(1962) lediglich als Unterart (‚‚Varietät‘‘) der Typusart,
D. mammillatum (SCHLOTHEIM 1813), betrachtet. Die tat-
sächlich engsten Beziehungen bestehen aber nicht zu
D. mammillatum, sondern vielmehr zu D. monile (J. So-
wErby 1816), was den eigenständigen Charakter von
D. aequinodum unterstreicht. D. aeguinodum wird hier
deshalb als eigene Art betrachtet.
Gegenüber D. monile zeichnet sich D. aequinodum
durch die deutlicher ausgeprägten Rippen und eine schmälere
mediane Einkerbung aus.
Von D. mammillatum unterscheidet sich D. aeguinodum
durch die schmäleren Rippen, die größere Rippenzahl/Win-
dung und die schwächer ausgebildeten Lateralknoten.
Verbreitung: D. aeqguinodum ist bisher nur aus dem
oberen Unteralb (mammillatum-Zone) von England und
Frankreich bekannt.
Überfamilie Deshayesitaceae Stoyanow 1949
Familie Parahoplitidae SpatH 1922
Unterfamilie Acanthohoplitinae Sroyanow 1949
Gattung Aypacanthoplites SpatH 1923
Hypacanthoplites newingtoni Casey 1965
(Taf. 2 Fig. 1)
1965 Hypacanthoplites newingtonn Casey, S.443, Taf. 75,
Fig. 1-2, Abb. 165.
Material: 1 Exemplar (BSP 1956 I 206)
Beschreibung: Das relativ gut erhaltene Exemplar ist
nur wenig verdrückt und umfaßt knapp 1'/; Windungen des
Phragmokons. Es besitzt folgende Abmessungen:
Wh/Wb Nw
175 68 (0.39) = = 55 (0.31)
= 47 31 1.52 -
D Wh Wb
Die Aufrollung ist mäßig involut, die letzte Windung um-
faßt die vorhergehende zu etwa '/;.
Der Querschnitt ist deutlich hochmündig, die Nabelkante
gerundet, die Nabelwand steil. Die Flanken sind zunächst ab-
geflacht und konvergieren etwas zur Externseite hin, ab ei-
nem Durchmesser von ca. 130 mm sind sie flach gewölbt, mit
der größten Breite etwa auf der Flankenmitte. Die breite Ex-
ternseite ist abgeflacht.
Die Skulptur besteht aus einem regelmäßigen Wechsel von
Haupt- und Zwischenrippen. Die Hauptrippen setzten mit
einer leichten Anschwellung an der Umbilikalkante ein, ver-
laufen ziemlich gerade über die Flanken und queren die Ex-
ternseite ebenfalls gerade und ohne Unterbrechung. In späte-
ren Stadien können diese Rippen ventro-lateral schwache
Verdickungen aufweisen. Die letzte Windung besitzt etwa 26
Hauptrippen.
Die kürzeren Zwischenrippen unterscheiden sich in der
Stärke nicht von den Hauptrippen und queren ebenfalls die
Externseite. Sie setzen zunächst hoch auf der Flanke ein, der
Punkt ihres Einsetzens verschiebt sich in späteren Stadien
nach unten zur Flankenmitte.
Von der Lobenlinie sind nur wenige Details zu erkennen,
auffallend ist dabei, daß sich breite, niedrige Sättel an den Ex-
ternlobus anschließen.
Beziehungen: Aufrollung, Querschnitt und Skulptur
des beschriebenen Exemplares stimmen gut mit der Gattung
Hypacanthoplites überein. Die relativ feine Skulptur der In-
nenwindung weist nach Arıas & WIEDMAnN (1977: 8) auf ei-
nen Vertreter des höheren Apt hin.
Die beste Übereinstimmung besteht mit H. newingtoni.
Wie aus der Synonymieliste Cas£y’s (1965: 443) hervorgeht,
hat dieser seine neue Art zunächst als Acanthopliten, später
als Parahopliten betrachtet, bevor er sie dann zur Gattung
Hypacanthoplites stellte.
Die engsten Beziehungen besitzt H. newingtoni zu
H. shepherdi Casey 1965. Im Gegensatz zu H. newingtoni
ist bei H. shepherdi die Aufrollung aber involuter, und zu-
dem verschwindet die Abflachung der Externseite im Verlauf
der Ontogenese; auf den äußeren Windungen ist die Extern-
seite gleichmäßig gewölbt.
Verbreitung: A. newingtoni ıst bisher nur aus dem
obersten Apt (jacobi-Zone) von England bekannt.
Überfamilie Turrilitaceae GıuL 1871
Familie Anisoceratidae Hyarr 1900
Gattung Anisoceras PıcrEr 1854
Untergattung A. (Anisoceras) PıcTEr (1854)
Anısoceras (Anisoceras) cf. psendopunctatum PıcTEr & Cam-
PICHE 1861
(Taf. 2 Fig. 3)
Material: 1 Exemplar (BSP AS I 377)
567
Beschreibung: Das 30 mm lange Fragment eines hete-
romorphen Ammoniten umfaßt einen fast gestreckten Schaft
mit Ansatz der Anfangsspirale und des Hakens.
Der Querschnitt ist hochoval, die Höhe des Schaftes nimmt
rasch zu. Die Skulptur besteht aus einfachen prorsiradiaten
Rippen, die auf der Internseite abgeschwächt sind, die Ex-
ternseite jedoch ohne Unterbrechung zu queren scheinen.
Vereinzelt treten am und nahe beim Haken auch Gabelrippen
auf.
Die Beknotung ist nur schwer zu erkennen, doch scheinen
auf dem Schaft in etwas unregelmäßigem Abstand den Rippen
kleine Lateral- und Marginalknötchen aufzusitzen.
Die Lobenlinie ist nicht zu erkennen.
Beziehungen: Die paarig angelegten Knoten verweisen
auf die Gattung Anisoceras. Die sehr einförmige Berippung
stimmt am besten mit der nur sehr wenig bekannten Art A.
(A.) psendopunctatum überein. Beim Lectotyp dieser Art
(PıctEr & CampicHeE 1861: Taf. 52, Fig. 1) trägt allerdings
jede Rippe des Schaftes Lateral- und Marginalknötchen, was
bei dem vorliegenden Stück mit Sicherheit nicht der Fall ist.
Auch fehlen diesem die von WIEDMANnN & Diıenı (1968: 72f)
für die Art beschriebenen Duplikaturen und Anschwellungen
der Rippen.
Zweifellos besitzt A. (A.) psendopunctatum eine nicht un-
beträchtliche Variabilität, deren Ausmaß aber erst genauer
bekannt sein müßte, um eine exakte Zuordnung des vorlie-
genden Stückes zu rechtfertigen.
Verbreitung: A. (A.) psendopunctatum ist bisher aus
dem obersten Alb (Vracon) der Schweiz und Sardiniens be-
schrieben worden.
DANKSAGUNG
Die Autoren danken ganz herzlich den Herren Prof. Dr. D. HERM
und Prof. Dr. H. HAGn für ihre großzügige Förderung der durchge-
führten Arbeiten und anregende Diskussion der Ergebnisse. Die
Dünnschliffe stellten die Herren H. MERTEL und G. ROTH her, die
Reinzeichnungen der Abb. 2 und 3 verdanken wir Herrn N. ADAM
und die Fotoarbeiten wurden von Herrn F. HÖCK mit Sorgfalt
durchgeführt. Herrn Dipl.-Geol. G. GEBHARD, Tübingen, danken
wir für die freundliche Mitteilung seiner neuen Ammonitenfunde, die
die Stratigraphie klären halfen.
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Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Tafel 1
Fig. 1-5, 7-10: Sattelsüdflanke, Fig. 6: Sattelnordflanke. Alle Fig. X 20.
Brisisandstein: Detritischer, unterschiedlich gerundeter Quarz (grau) mit Korn-zu-Korn-Bin-
dungen und tonig-karbonatischem Bindemittel (schwarz).
(BSP G 3551a/82)
Durchschlägi-Schicht: Fein- bis grobsandiger, unterschiedlich gerundeter Quarz und Glaukonit
(grau) in tonıg-karbonatischem Bindemittel (schwarz); am linken Bildrand sowie links unter dem
größten Quarzkorn Phosphorit (schwarz), zum Teil mit eingeschlossenem Quarz und Glauko-
nit.
(BSP G 3550/82)
Flubrig-Schicht: Schlecht sortierter, eckiger bis gut gerundeter, fein- bis grobkörniger Quarz und
Glaukonit (grau) in tonigkalkigem Bindemittel (schwarz).
(BSP G 35492/82)
Twirren-Schichten (basaler Teil): Unterschiedlich gerundeter, detritischer Quarz und Glaukonit
in kalkig-tonigem Bindemittel (schwarz); im linken Bildteil Phosphoritknolle mit eingeschlosse-
nem Quarz und Glaukonit.
(BSP G 35483/82)
Twirren-Schichten (oberer Teil): sehr schlecht sortierter Quarzdetritus und Glaukonit (grau) in
kalkig-tonigem Bindemittel (schwarz); im linken und rechten unteren Bildteil Phosphorit
(schwarz) mit eingeschlossenem Quarz und Glaukonit.
(BSP G 3547/82)
Twirren-Schichten (Sattelnordflanke): Ausbildung ähnlich Fig. 4.
(BSP G 35522/82)
Lochwald-Schicht: Detritischer Quarz (weiß und hellgrau) und Glaukonit (dunkelgraue, größere
Körner) in kalkig-tonigem Bindemittel (dunkelgrau bis schwarz); am linken Bildrand und rechts
in der Mitte Phosphorit (fleckig dunkelgrau) mit eingelagertem Quarz, Glaukonit und Fossilre-
sten (Filamente und Hedbergellen).
(BSP G 3544a/82)
Knollen-Schichten: Detritischer Quarz (weiß und hellgrau) und Glaukonit (dunkelgrau) in kal-
kig-tonigem Bindemittel; besonders in der rechten Bildhälfte (kalkreicheres Bindemittel) gehäuft
Foraminiferen neben Calcisphaeren.
(BSP G 35312/82)
Überturriliten-Schicht: Fossilreicher, pelagischer Biomikrit, im oberen Bilddrittel grobkörniger
und glaukonitreicher; in der rechten unteren Bildecke kreisförmiger, quergeschnittener Freßgang
mit detritischem Quarz.
(BSP G 3525/82)
Seewerkalk: Fossilreicher (vorwiegend Foraminiferen und Calcisphaeren), pelagischer Biomi-
krit.
(BSP G 3499/82)
Zitteliana 10, 1983
WEIDICH, K. F., SCHWERD, K. & Immer, H. Tafel 1
Fig. 1.
Fig. 2
Fig. 3.
Fig. 4.
Fig. 5.
Fig. 6.
Fig. 7
Fig. 8.
Fig. 9
Fig. 10
Tafel 2
Hypacanthoplites newingtoni CASEY 1965
a: Lateralansicht
b: Ventralansicht
BSP 1956 1206, x '/
Kossmatella romana WIEDMANN 1962
a: Lateralansicht
b: Ventralansicht
BSP 1982 I 80, nat. Größe
Anısoceras (Anisoceras) cf. psendopunctatum PICTET & CAMPICHE 1981
BSP AS 1877, nat. Größe
Leymeriella (Leymeriella) cf. tardefurcata (LEYMERIE in D’ORBIGNY 1841)
BSP 1963 1278, nat. Größe
Cymatoceras neckerianum (PICTET 1847)
BSP 1950 193, x '/,
Douvilleiceras aeguinodum (QUENSTEDT 1849)
a: Lateralansicht
b: Ventralansicht
BSP 1958 I 260, nat. Größe
Inoceramus inconstans WOODS 1912
Seewerkalk (Coniac)
BSP 1982 1 35, nat. Größe
Inoceramus cf. lamarcki PARKINSON 1819
Seewerkalk (unteres Mittelturon)
BSP 1979 I 163, nat. Größe
Inoceramus concentricus PARKINSON 1819
Wahrscheinlich Lochwald-Schicht (Oberalb-Tiefes Cenoman)
BSP 1963 1389, nat. Größe
Hartgrund an der Grenze Knollen-Schichten (kn)/Überturriliten-Schicht (üt) mit einem
Bohrgang, nat. Größe
itteliana 10, 1983
Tafel 2
WEIDICH, K. F. HWERD, K. & Immer, H.
575
München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
Planktonic foraminiferal zonation of Mid-Cretaceous of the
Annopol anticline (Central Poland)
DANUTA PERYT*)
With 2 text figures and 2 plates
IBSIER ACT
In the Middle Albian to Turonian deposits cropping out in
the Middle Vistula River valley the assemblage of 27 species of
planktonic foraminifera makes possible to distinguish fora-
miniferal zones using the slightly modified zonal scheme as
proposed by Ropaszynskı and Caron (1979). In the Middle
Albian to Middle Cenomanian deposits the following zones
have been stated: Rotalıpora appenninica zone, Rotalipora
brotzeni zone and Rotalipora cushmani zone, but because of
stratigraphical condensation and faunal mixing it is not possi-
ble to draw boundaries between those zones. The Dicarinella
spp. zone comprises the uppermost Cenomanian and Lower
Turonian and it contains two subzones: Whiteinella archaeo-
cretacea subzone and Praeglobotruncana helvetica subzone.
The Upper Turonian deposits belong to the Marginotruncana
coronata zone.
KURZFASSUNG
In den Mittel-Alb- bis Turon- Ablagerungen, die im mittle-
ren Vistula-Flußtal aufgeschlossen sind, ermöglichen die vor-
kommenden 27 Arten von plantonischen Foraminiferen eine
Zonierung, die etwas vom Zonierungsschema, wie es RoBas
ZYNskı & Caron (1979) gegeben haben, abweicht. Vom Mitte-
lalb bis zum Mittelcenoman werden folgende Zonen aufge-
stellt: Rotalipora appenninica Zone, Rotalipora brotzeni
Zone und Rotalıpora cushmanı Zone. Aufgrund einer strati-
graphischen Kondensation und Faunenvermischung ist es
nicht möglich, Grenzen zwischen diesen Zonen zu fixieren.
Die Dicarinella spp. Zone umfaßt das oberste Cenoman und
das Unterturon; sie enthält zwei Subzonen: Whiteinella ar-
chaeocretacea subzone und Praeglobotruncana helvetica
Subzone. Die oberturonen Ablagerungen gehören zur Mar-
ginotruncana coronata Zone.
INTRODUCTION
Mid-Cretaceous deposits of the NE Mesozoic margin of
the Holy Cross Mts form an anticline in the Annopol region
(Fig. 1) that was discovered by Samsonowicz (1925). The de-
posits have been studied by numerous workers from petro-
graphical, stratigraphical and paleontological points of view.
The review of those studies may be found in my earlier paper
(Peryr 1980). The present study completes and modifies pre-
vious proposed foraminiferal zonation of the Cenomanian
and Turonian (Peryr 1980).
Fig. 1. Simplified map of distribution of Cretaceous deposits in the
Middle Vistula River Valley (after CiESLINSKI, 1976).
*) D. PERYT, Institute of Paleobiology, Polish Academy of Sciences,
Zwirki i Wigury 93, 02-089 Warszawa (Poland).
- - — =
022227 A767 :82 106m
ee N}
Annopol
576
LITHOLOGY AND DISTRIBUTION OF FORAMINIFERA
ALBIAN tes and upper sandy phosphorites. Ciesuissk1 (1959) included
these deposits into his A>—A, horizons (= Middle and Upper
The Albian deposits of the Annopol antıcline are about 6 m Albian). Foraminifera occur in the phosphorite layers which
thick. They are sands and sandstones and - in the uppermost CıesLinskı (1959, 1976) included into As-Az horizons (Hopli-
part- phosphorite deposits about 40 cm thick, separated by a tes dentatus- Stoliczkaia dispar zones in the ammonite subdi-
thin sand layer into 2 parts: so-called lower sandy phosphori- vision). The deposits originated under conditions of very
antea
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8
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7
ne
a
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udolinneiana
i 1980
ginotruncana coronata
194
Cieslirnski 1959
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Present paper
FORAMINIFERAL ZONES
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DICARINELLA SPP.
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CENOMANIAN
OFR.
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MIDDLE
ART LOWER PAR
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aS.r
Fig. 2. Distribution of planktonic foraminifera in the Middle Albian-Turonian deposits in the Middle Vi-
stula River Valley; 1-sands, 2- phosphorites, 3- marls, 4- opokas with chert concretions, 5- opokas with
platy cherts, 6 - opokas with cherts of irregular shape, 7- hardground; R. A. - Rotalipora appenninica; R.
B. - Rotalipora brotzeni; R. C. — Rotalipora cushmani: W. A. — Whiteinella archaeocretacea.
LOWERSMIDDLE
R.A,
L
slow sedimentation, and therefore stratigraphical condensa-
tion may be observed, as expressed by cooccurence of the
Middle and Upper Albian fossils (Cıesusskı 1976). The as-
semblage of planktonic foraminifera from the Middle and
Upper Albian phosphorites is rather poor. It consists mainly
of species belonging to Hedbergella (H. planispira, H. delrio-
ensis, H. simplex) and Guembelitria cenomana, Globigeri-
nelloides bentonensis and Heterohelix moremani (Fig. 2).
They are long-living species, appearing in Middle Albıan and
are of small stratigraphical importance. Besides, stratigraphi-
cally important species (Rotalipora appenninica, R. brotzenı,
R. gandolfii) occur, although in small amount. The analysis
of stratigraphical ranges of those species in areas of normal se-
dimentation and the comparison of their ranges with those of
ammonites in the phosphorites of Annopol anticline also con-
firms the assumed stratigraphical condensation, expressed
among others by the mixing of fauna of different ages. Rotali-
pora appenninica is known starting from the Stoliczkaia dis-
par zone (cf. Rosaszynskı & Caron, 1979) and Rotalipora
brotzeni and R. gandolfii from the uppermost part of that
zone. In the studied material those species already occur in the
lower sandy phosphorites together with Hoplites dentatus.
Such cooccurence is only possible in the case of mixing of
fauna of different ages.
CENOMANIAN
The Albian phosphorites are overlain with sedimentary
continuity by Cenomanian sandy glauconitic marls with pho-
sphatic concretion (Cıestinskı 1959, Marcınowskı 1980).
There occurs a layer of phosphatized marls forming concre-
tions of nodular habitus 180 cm above the Albian/Cenoma-
nıan boundary; this is the hardground. Sandy glauconitic
marls (0,5 m) occuring above it also belongs to the Cenoma-
nıan (Pozaryskı 1947, 1948, CıesLınskı 1959, 1976, Marcı-
NOWsKI 1980).
Marcmowskı (1980) also stated the stratigraphical conden-
sation in the Cenomanian. Cooccurence of ammonites cha-
racteristic of different ammonite zones in the Cenomanian up
to the hardground made possible (Marcınowskı 1980) to as-
sign the condensed sequence to the Lower to middle Middle
Cenomanian. The hardground is related to the stratigraphical
gap comprising the Acanthoceras jukesbrownei zone (Mar-
cınowskı 1980). The layer of sandy glauconitic marls (0,5 m
thick) above the hardground belongs to the Upper Cenoma-
nian.
The almost entire assemblage of planktonic foraminifera
occuring in the Middle and Upper Albian phosphorites also
appears inthe Lower and Middle Cenomanian marls as only
Guembelitria cenomana disappears just above the phospho-
rites. The following species: Praeglobotruncana gibba, Rota-
lıpora cushmani, Whiteinella baltica, W. brittonensis, Hete-
rohelix reussi make their first appearances. All those species
appear for the first time in the Middle Cenomanian (cf. RoBa-
SZYNSKI & CaroN, 1979), but because the stratigraphical con-
densation of deposits of Lower to middle Middle Cenoma-
nian is welldocumented by the ammonites and faunal mixing,
it seems that their appearance in the studied column does not
577
indicate any time point but is rather accidental. On the other
hand, the occurence of species like Rotalıpora cushmani, R.
appenninica, R. brotzeni, and R. gandolfu in the Cenoma-
nian deposits below the hardground indicates the presence of
Rotalıpora brotzeni and Rotalipora cushmani zones (cf. Ro-
BASZYNSKI & CAroN, 1979). The lack of Rotalıipora reichel,
known from the other places in the Cenomanian basin of Po-
land (BıepowA 1972) may indicate either different environ-
mental conditions in the area studied or stratigraphical gap
comprising the Rotalipora reicheli zone (= upper part of
Mantelliceras dixoni zone and lower part of Acanthoceras
rhotomagense zone). In the sandy glauconitic marls of the
Upper Cenomanıan Rotalıpora cushmani still occurs and dis-
appears below the first occurence of /noceramus labiatus.
The dying out Rotalipora is replaced by the newly appearing
genus Dicarinella. Inthe Annopol region it is represented by
the following species: Dicarinella imbricata, D. hagnı, D.
longoriai, D. biconvexa biconvexa and D. biconvexa gigan-
tea.
TURONIAN
The Turonian deposits, conformably overlying the Upper
Cenomanian marls, are 220 m thick in the Middle Vistula Ri-
ver Valley. There is no change in lithofacies at the Cenoma-
nian/Turonian boundary. The lower part of the Lower Turo-
nian, the /noceramus labiatus zone, is developed as glauconi-
tic marls about I m thick, with a hardground (Pozarvskı
1948). Above the marls, white opokas with chert concretions
passing into opokas with platy cherts occur. The opokas are
about 100 m thick and Pozaryskı (1948) includes them into
Inoceramus lamarcki zone. In the overlying opokas, belon-
ging to the Upper Turonian (Pozaryskı 1948) the platy cherts
are replaced by cherts irregular in shape.
Already in the uppermost Cenomanian, the representatives
of Dicarınella appear; they are especially abundant in the
Lower Turonian (in the bipartite division ofthe Turonian). In
the studied material together with Dicarinella sp. Whiteinella
archaeocretacea appears but it is very rare. In the lowermost
Turonian the assemblage of planktonic foraminifera is domi-
nated mostly by big forms like Praeglobotruncana gibba, Di-
carinella biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigantea. Two
latter species have very short stratigraphical ranges in the stu-
died section. Slightly above Praeglobotruncana helvetica, P.
praehelvetica and Marginotruncana marginata appear. In the
Lower Turonian, Praeglobotruncana delrioensis, P. gibba,
Whiteinella archaeocretacea die out. Slightly later, but also ın
the Lower Turonian, Praeglobotruncana helvetica and P.
praehelvetica (occuring rather sporadically) terminate. In the
uppermost part ofthe Lower Turonian, Marginotruncana co-
ronata and M. psendolinneiana appear. In the lower part of
the Upper Turonian Praeglobotruncana stephani, Dicarinella
imbricata, D. hagni, D. longoriai die out, and in the upper
Upper Turonian Globigerinelloides bentonensis terminates.
Marginotruncana marginata, M. coronata, M. pseudolinnei-
ana, Hedbergella planispira, H. delrioensis, H. simplex,
Whiteinella baltica, W. brittonensis, Heterohelix moremani
and H. reussi pass higher (Fig. 2).
FORAMINIFERA ZONATION
Rotalıpora appenninica — Rotalipora brotzeni — Rotalipora
cusbhmani zones.
Remarks: For Upper Albian to Middle Cenomanian de-
posits I accept the stratigraphical scheme as proposed by
Rosaszynskı & Caron (1979) who distinguished the follo-
wing zones: Rotalipora appenninica zone (equivalent of al-
most entire Stoliczkaia dispar zone, without its uppermost
part), Rotalipora brotzeni zone (equivalent of the uppermost
part of Stoliczkaia dispar zone, and Mantelliceras mantelli
zone, M. saxbii zone and lower part of M. dixoni zone), Ro-
talipora reicheli zone (equivalent of upper part of Mantellice-
ras dixoni zone and lowermost part of Acanthoceras rhoto-
magense zone), and Rotalipora cushmani zone (equivalent of
upper part of Acanthoceras rhotomagense zone, and A. ju-
kesbrownei zone, Calycoceras naviculare zone and lower
part of Metoicoceras geslinianum zone). As mentioned ear-
lier, the Middle Albian to lowermost Turonian deposits are
stratigraphically condensed. One of the results is mixing
fauna and therefore, by stating the presence of Rotalıpora ap-
penninica, R. brotzeni, R. cushmani ın the deposits studied I
prove the presence of the zones for which those species are in-
dex fossils, but I do not put the boundaries between the zo-
nes. The lack of Rotalipora reicheli in the assemblage from
Annopol seems to indicate, as mentioned earlier, either unsui-
table environmental conditions for this species or stratigra-
phical gap, comprising the total range of Rotalipora reicheli
(uppermost Lower — lowermost Middle Cenomanian; Ro-
BASZYNSKI & CARoN, 1979). Rotalıpora cushmanı still occurs
above the hardground and its last occurence marks the upper
boundary of Rotalıpora cushmani range zone.
Dicarinella spp. (partial range zone)
Definition: Interval with species belonging to Dicarı-
nella contained between the last occurence of Rotalipora
cushmani and the first occurence of Marginotruncana coro-
nata (Fig. 2).
Remarks: In Peryr (1980) I included thıs interval into
Helvetoglobotruncana helvetica zone. The reason of the
change is because the termination of Rotalıpora cushmani and
the appearance of Praeglobotruncana helvetica rarely occurs
in the studied area and the forms of that species are not typi-
cally developed (probably because of not the best living con-
ditions for that species): they are smaller, their ventral sides
are less convex and the keel is poorly developed. On the other
hand the species of Dicarinella (D. imbricata, D. hagnı, D.
longoriai) are dominating in this interval. The Dicarinella
spp. zone comprises uppermost Upper Cenomanian and
Lower Turonian, and I distinguish 2 subzones in it: Whi-
teinela archaeocretacea subzone and Praeglobotruncana hel-
vetica subzone. In most cases of modern subdivisions, those
subzones are regarded as separate zones (BorLı 1966, Dou-
Gras 1969, Ropaszynskı 1980) but in the section examined the
index species of those zones are rare and not typically develo-
ped, as mentioned above.
Whiteinella archaeocretacea subzone
Definition: Interval, with zonal marker from the last oc-
curence of Rotalipora cushmani to the first occurence of
Praeglobotruncana helvetica (Fig. 2).
Remarks: The lower boundary of the subzone coincides
with the lower boundary of the Dicarinella spp. zone. For
many years this interval has been called zone with “grandes
globigerines’’. Besides of quite rare Whiteinella archaeocreta-
cea, in the subzone abundantly occur: Dicarinella imbricata,
D. biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigantea, Praeglobo-
truncana gibba and Whiteinella brittonensis. Praeglobotrun-
cana helvetica ıs lacking.
Age: Uppermost Upper Cenomanıan and lowermost Lo-
wer Turonıan.
Praeglobotruncana helvetica subzone
Definition: Interval, with zonal marker from the first
appearance of Praeglobotruncana helvetica to the first appea-
rance of Marginotruncana coronata (Fig. 2).
Remarks: The upper boundary of the subzone coincides
with the upper boundary of Dicarinella spp. zone. The main
difference in the composition of foraminiferal assemblages
belonging to Whiteinella archaeocretacea subzone and Prae-
globotruncana helvetica subzone is that Praeglobotruncana
helvetica, P. praehelvetica and Marginotruncana marginata
occur in the latter and that the species: Praeglobotruncana
gibba, Dicarinella biconvexa biconvexa, D. biconvexa gigan-
tea terminate in the lower part of the younger subzone.
Age: Lower Turonian except for its lowermost part.
Marginotruncana coronata interval zone
Definition: Interval with zonal marker from the first ap-
pearance of Marginotruncana coronata to the first appearance
of Globotruncana lapparenti cf. PEryT 1980).
Remarks: In addition to the index species at the base of
the zone Marginotruncana pseudolinneiana makes its appea-
rance. In the lower part of the zone dicarinellas and Praeglo-
botruncana stephani die out and slightly higher Globigerinel-
loides bentonensis terminates.
Age: Upper Turonian-Coniacıan.
579
FINAL REMARKS
As it is impossible to draw boundaries between foraminife-
ral zones in the Upper Albian to Middle Cenomanian deposits
in the studied region, any indirect correlation of the deposits
with their time equivalents elsewhere appears troublesome. A
reliable correlation may be made in the case of Upper Ceno-
manıan and younger deposits as the Upper Cenomanian is
also stratigraphically condensed but without faunal'mixing.
The Cenomanian-Turonian boundary is drawn with refe-
rence to the first appearance of Inoceramus labiatus.
The boundary between the Rotalıpora cushmani and Dica-
rinella spp. zones should be drawn in the uppermost Ceno-
manian. The Dicarinella spp. zone represents an equivalent
of zones comprised in interval from the last occurence of Ro-
talipora cushmani to first appearance of Marginotruncana,
i. e. those previously usually called as the zone with “big, flat
Globotruncana”, and Marginotruncana schneegansı zone in
Mesogean region and Marginotruncana coronata zone in bo-
real region in the newest general subdivision (RoBaAszyNnskı &
Caron, 1979). In the boreal region of Europe, equivalents of
Dicarinella spp. zone of the Annopol anticline include Prae-
globotruncana spp. zone in SE England (CArTEr & Harı
1977), Whiteinella archaeocretacea and Praeglobotruncana
helvetica zones in Belgium (Rosaszynskı 1980), Praeglobo-
truncana delrioensis zone and the lower part of Marginotrun-
cana marginata zone from N Germany (Koch 1977), and as-
semblages VIand VII described from the Lödz region of Po-
land (Heııer 1975). In the newest general zonal scheme (Ro
BASZYNSKI & CaroN 1979), Whiteinella archaeocretacea and
Praeglobotruncana helvetica zones represent equivalent of
the Dicarınella spp. zone.
My earlier remarks (P£ryr 1980) concerning the Margino-
truncana coronata zone remain valid. It may be added that
®Marginotruncana coronata zone and the lower part of ?Di-
carinella primitiva zone from general zonal scheme may be
treated as equivalent to Marginotruncana zone from the
Middle Vistula River Valley.
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Plate 1
Fig..l. Hedbergella planispira (TAPPAN), X 150.
Big. 2. Hedbergella simplex (MORROW), X 100.
Fig.s3. Heterohelix moremanı (CUSHMAN), X 116.
Fig. 4. Guembelitria cenomana (KELLER), X 150.
Fıg.#5: Globigerinelloides bentonensis (MORROW), X 100.
Fig. 6 Hedbergella delrioensis (CARSEY), X 85.
Fig. 7. Whiteinella archaeocretacea PESSAGNO, X 60.
Fig. 8 Whiteinella brittonensis (LOEBLICH & TAPPAN), X 85.
Fig. 9,10. Rotalipora cushmani (MORROW), 9: X 100, 10: x 85.
Fig. 11, 12. Rotalipora appenninica (RENZ), X 85.
Fig. 13, 14. Rotalipora gandolfii LUTERBACHER & PREMOLI-SILVA, X50.
Fig. 15, 16. Rotalıpora brotzeni (SIGAL), X50.
Zitteliana 10, 1983
PeryTt, D.
Plate 1
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Plate 2
Marginotruncana coronata (BOLLI), X 40.
Marginotruncana marginata (REUSS, X50.
Marginotruncana psendolinneiana PESSAGNO, X 50.
Praeglobotruncana stephanı (GANDOLFI), X50.
Dicarinella longoriai PERYT, X 65.
Praeglobotruncana gibba KLAus, X50.
Praeglobotruncana delrioensis (PLUMMER), X65.
Whiteinella baltica (DOUGLAS & RANKIN), X 85.
Praeglobotruncana praehelvetica (TRU]ILLO), X65.
Dicarinella biconvexa biconvexa (SAMUEL & SALAJ), X
Dicarınella imbricata (MORNOD), X50.
Praeglobotruncana cf. oraviensis SCHEIBNEROVA, X 50.
Praeglobotruncana helvetica (BOLLI), X65.
Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA), X50.
5
5.
Zitteliana 10, 1983
PERYT, D. Plate 2
585-594 München, 1. Juli 1983
585
ISSN 0373 — 9627
Conclusions to the Colloquium on the Turonian stage:
Integrated biostratigraphic charts and facies maps
(France and adjacent areas)
Compiled by
FRANCIS ROBASZYNSKI*)
With 6 text figures
ABSTRACT
A Colloquium organized by the “Groupe Frangais du Cre-
tace” in Paris gave the opportunity to bring together recent
data on biostratigraphy, sedimentology and palaeogeography
of the Turonian of France and adjacent areas. Biostratigraphi-
cal results are synthesized on four charts that show the com-
parative vertical distribution of the main macrofossils: am-
monites, inoceramids, echinoids, brachiopods, rudists and
microfossils: planktonic and benthic foraminifera, nanno-
plankton, dinoflagellates and ostracods. A three-fold division
based on ammonites is proposed for the stage. Palaeogeogra-
phical facies in France during the Early and Middle-Late Tu-
ronian are shown on two maps.
RESUME
Un Colloque organise par le Groupe Frangais du Cretace
au Museum de Paris en 1981 adonne l’occasion de confronter
les nouvelles donnees biostratigraphiques, sedimentologiques
et paleogeographiques sur le Turonien de la France et des
contrees limitrophes. Les r&sultats biostratigraphiques sont
synthesises dans quatre tableaux donnant les extensions verti-
cales parallelisees des principales macrofaunes: ammonites,
inocerames, Echinides, brachiopodes, rudistes et des princi-
paux microfossiles: foraminiferes planctoniques et benthi-
ques, nannoplancton, dinoflagelles et ostracodes. Une divi-
sion tripartite de reference est proposee avec le groupe des
ammonites. Deux aspects paleogeographiques de la France au
Turonien inferieur et au Turonien moyen-sup£rieur sont en-
suite presentes sur deux cartes.
KURZFASSUNG
Auf einem Kolloquium der ‚Groupe Frangais du Cretace”
in Paris 1981 wurden die neuesten Daten zur Biostratigraphie,
Sedimentologie und Paläogeographie des Turon Frankreichs
und angrenzender Gebiete vorgestellt. Die biostratigraphi-
schen Resultate sind in 4 Tabellen synoptisch zusammenge-
faßt und zeigen die Reichweiten von Ammoniten, Inocera-
men, Echiniden, Brachiopoden sowie von Mikrofossilien,
*) F. ROBASZYNSsKI, Faculte Polytechnique, 9, rue de Houdain,
B-7000 Mons, Belgium.
wie planktonische und benthonische Foraminiferen, Nanno-
plankton, Dinoflagellaten und Ostrakoden. Eine Dreitei-
lung, die auf Ammoniten basiert, wird für das Turon vorge-
schlagen. Zwei paläogeographische Karten zeigen die Fazies-
verteilung in Frankreich für das Unterturon und den Zeitab-
schnitt Mittel- bis Oberturon.
INTRODUCTION
A Colloquium on the Turonian stage was held in the Mu-
seum d’Histoire Naturelle de Paris in October 1981, organi-
zed under the auspices of the Groupe Frangais du Cretace by
G. AıcayDE and myself. About fifty people, including mem-
bers of the Albian to Coniacian working-group, attended the
meeting where twenty-one lectures were given.
On the last day of the session, participants were invited to
compare their data in order to draw up a multiple biostrati-
graphical chart for the Turonian with the main macro and mi-
crofossils.
Figures 1 to 4 contain the results of fruitful discussions for
each fossil group, from data of F. Ameoro, J. M. Hancock,
W. J. Kenneoy, J. LAUVERJAT, J. SoRNAY for ammonites; J.
SorNAY for inoceramids; M. Fourav, F. AMEDRO, F. Roßas-
zysskı for echinids; D. GasparD for brachiopods, J. PHirLıp
and M. BıLoTTE for rudists; M. Caron, M. B. Hart, M. La-
MOLDA, CH. MOoncIarDINI, F. RoBaszynskı for foraminifera;
H. Manıvır and J. C. FoucHEr respectively for calcareous
nannoplankton and dinoflagellates; J. F. Basınor, J. P. Co-
ıın and R. DAmoTTE for ostracods.
BIOSTRATIGRAPHICAL DATA
AMMONITES
Cenomanian-Turonian boundary
The upper part of the Cenomanian is marked in most areas
in the world by the occurence of Metoicoceras geslinianum
(D’OrsıcnY). Furthermore, it seems convenient to place the
base ofthe Turonian at the appearance of the genus Watinoce-
ras known in Europe, Africa, the Soviet Union and the
U.S.A. Between Metoicoceras and Watinoceras is inserted a
fauna with Neocardioceras juddii (Barroıs & GuERNE) which
could be considered very high Cenomanian. This opinion has
to be carefully discussed because of its implications: in the Te-
thyan realm most Vascoceratids, such as Thomasites, Nigeri-
ceras, Gombeoceras, were considered as Turonian till BEr-
THOU and Lauverjar found high Cenomanian Vascoceras in
Portugal.
Turonian-Coniacıan boundary
According to Hancock and Kennepy (1981) the first am-
monite found at the base of the Coniacian in its type area is
Reesideoceras petrocoriense (CoQuann) (= Barroisiceras ha-
berfellneri [Haurr] sensu de GrossouvR£). Species of the ge-
nus Peroniceras which are commonly cited by authors appear
above the lowest Reesideoceras and do not indicate the basal
part of the Coniacian, as ArnauD demonstrated more than a
century ago. We should note that the important changes in
fauna used by D’OrBıGnY to separate his Cretaceous stages are
situated at levels where hard-grounds and gaps of sedimenta-
tion are numerous. For example, near the Cenomanian-Tu-
ronian boundary it is possible that about one million years se-
parate the Metoicoceras and Watinoceras zones and it could
be the same between Turonian and Coniacian.
Divisions of the Turonian
A tripartition into Lower, Middle and Upper Turonian
from the work of Anepro & al. is shown in fig. 1.
The appearance of Collignoceras woollgari (MAntELL) ends
the Lower Turonian which is divided in two zones: Watino-
ceras coloradoense (HEnDERsoN) and Mammites nodosoides
(SCHLÜTER) - or three ifthe juddii zone be included in the Tu-
ronian. Two opinions hang in the balance for the boundary
between Middle and Upper Turonian:
— in the first, AMEDRO & al. place the base ofthe Upper Turo-
nian at the appearance of Romaniceras deverianum (D’Or-
BIGNY):
— in the second, Hancock, KENNEDY and WRIGHT use the ap-
pearance of Subprionocyclus neptuni (Geinitz) to mark the
base of the Upper Turonian.
The first solution may have the advantage of appreciably
reducing the duration of a very long C. woollgari zone, whe-
reas the second emphasizes the more cosmopolitan character
of $. neptuni. AmEDRO & al. have recorded Subprionocyclus
neptuni and Collignoniceras woollgari together in Troyes,
but it is not known where $. neptuni appears. At Uchaux,
DevaLQuE & al. have recorded Romaniceras deverianum
immediately below S. neptuni, but C. woollgari is unknown
there. In fact, there are no modern records from Europe of
R. deverianum being found with a collignoniceratid, either
Collignoniceras or Subprionocyclus. In the U.S.A. Romani-
ceras cf. deverianum has been collected with a collignonice-
ratid above the highest Collignoniceras there, but it is a Prio-
nocyclus, Subprionocyclus being unknown in the western in-
terior of the U.S.A. It may be that the appearances of Roma-
niceras deverianum and Subprionocyclus neptuni coincide,
and there is no real difference between the two opinions. In
fig. 1 the first view is used.
INOCERAMIDS
In the present state of knowledge, inoceramids still do not
give such accurate divisions as ammonites but their frequent
occurence, or even abundance, makes the group a good and
reliable stratigraphical tool when cephalopods are lacking.
Three divisions can be recognised but they do not coincide
with the ammonite ones.
A lower division is characterized by forms of the group
I. mytiloides MantEıLL - I. labiatus SCHLOTHEIM - 1. hercy-
nicus PETRASCHECK. I. mytiloides first appears, immediately
tollowed by I. hercynicus. The three species extend into the
basal part of the Middle Turonian.
A middle division is marked by the development of the
I. lamarcki Parkınson group where /. brongniarti MANTELL
and /. cuvieri SOWERBY are frequent.
Ammonite - Zones AMMONITES INOCERAMIDS
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587
Fig. 1.
areas. Ammonite zonation partly from AMEDRO & al.,
An upper division is defined by 7. striatoconcentricus
GUMBEL and contains the first /. schloenbachi J. Br. and
I. waltersdorfensis Ann. with its subspecies /. w. hannov-
rensis HEınz.
ECHINOIDS
The genus Micraster Acassız includes numerous morpho-
species which were and are always used for biostratigraphical
21 20020202520201202012025 PT BEZ.
Tee
Distribution of main species of ammonites and inoceramids in the Turonian of France and adjacent
1982.
needs. The study of several successive populations in the
Normandy Chalk demonstrated the existence of variants lin-
ked by intermediate forms as shown by M. Fouray (1981).
The most prominent aspect which allows one to follow the
evolution of Micraster is the development of ornamentation
on the test. The five types observed by Rowe (1899), in addi-
tion to the terminology for periplastronal areas proposed by
Fourarv, constitute a base for the definition of three morpho-
types very useful for the stratigraphy of the Upper Turo-
nian-Coniacıan.
ECHINIDS
ammonites zones
Peroniceras
tricarınatum
Reesidoceras
petrocoriense
Micr. decipiens
Subprionocyclus
Mier. normanniae
neptuni
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Romaniceras
deverianum
Micraster
174
Romaniceras
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subrotunda
Gıbbithyris
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V.petrocoriensis
V. moulinsi
V.giganteus
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subplicata
trocoriensis
Vacc. rouss
Vacc. inferus
V. praepe
Cretirhynchia
(Corbieres)
Gibbithyris
Cretirhynchia gr. plicatilis
cornupastoris|
requieni - resectus
Terebratulina
Hippurites
Vaccinites
Durania
fontalbensis
Vaccinites
sp.
Duranıa
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Neocardiocer. juddii
UPP CEN| Metoicoceras geslinian
Fig. 2.
1. M. leskei Des Mouums (alias M. breviporus Acassız,
nomen nudum) has interporiferous areas that are smooth or
sutured, periplastronal areas punctuated, the peristome far
from the anterior edge and not covered by a prominent la-
brum. M. corbovis ForBEs belongs to the leskei group but is
larger and has a thinner test.
First representatives of the group generally appear high in
the Middle Turonian but some specimens of M. cf. corbovis
Distribution of main species of micrasters, rudists and brachiopods in the Turonian of France.
have been found with /. labiatus at the base of the substage,
or even in the upper part of the Lower Turonian in England.
Typical forms of the /eskei group run through the whole of
the Upper Turonian.
2. M. normanniae Buccäie appears high in the Subprio-
nocyclus neptuni zone and extends into the basal part of the
Coniacian. It differs from M. leskei by its interporiferous
areas being inflated and sometimes subdivided, the peripla-
ammonites zones
Peroniceras
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Fig. 3. Distribution of main species of planktonic and benthic foraminifera in the Turonian of France.
stronal areas chained (“catenule””) to verrucose, the peristome
rather distant from the anterior edge and half covered by a la-
brum.
3. M. decipiens Bayız shows subdivided interporiferous
areas and evenly divided, periplastronal areas typically verru-
cose, the peristome close to the anterior edge andcovered by a
labrum. The morphotype appears in the uppermost part of
the S. neptuni zone but characterizes the Coniacian.
BRACHIOPODS
Amongst rhynchonellids, Orbirhynchia cuvieri (D’ORBI-
any) and O. heberti Pertır are common in the Lower Turo-
nian.
Terebratulids are frequent in the Middle and Upper Turo-
nian: Gibbithyris semiglobosa (SowerBY), G. subrotundus
(Sow.) and Terebratulina gracilis D’Orsıcny (? = T. lata in
590
ammoniıtes zones
Peroniceras
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England). The Upper Turonian is marked by the appearance
of Cretirhynchia plicatilis (Sow.) and the Coniacian by
C. subplicata (MANTELL).
RUDISTS
A phyletic zonation can be defined using the Hippuritidae
which are ahomogenous group with arapıd evolutionary rate
and a wide geographical distribution. In Provence, Vaccinites
NANNOPLANCTON DINOFLAGELL.
OSTRACODS
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fontalbensis Pius is characteristic of the basal Turonian. Af-
ter an absence due to palaeogeographical changes, rudists re-
turn in the Middle Turonian (Provence and Pyren&es) with
Hippurites gr. reguieni MATH. — resectus DErr. In the Massif
d’Uchaux (Rhöne Valley), two Assemblage-Zones can be di-
stinguished in the Upper Turonian: A.-Z. with Vaccinites
rousseli (DouviLie) and V. praepetrocoriensis Toucas, and
A.-Z. with V. petrocoriensis (Douvırıe). The first was corre-
lated with the $. neptuni ammonite zone (DEvALQUE & al.,
1982).
The lastrudistid assemblage is recorded from the upper part
of the Turonian and below the Peroniceras zone. It includes
Turonian forms (V. praegiganteus) and some representatives
of species which will develop during the Coniacian (V. mou-
linsi and V. gigantens).
PLANKTONIC FORAMINIFERA
Globotruncanid genera
All species of Rotalipora disappear before the end of the
Cenomanian and that corresponds with the development of
two other genera: Whiteinella and Dicarınella. The Lower
Turonian is marked by the appearance of Helvetoglobotrun-
cana, followed in the Middle Turonian by Marginotruncana.
The genus Globotruncana does not occur below the Conia-
cian.
Comments on some Globotruncanid index species
The Lower Turonian shows the blossoming of numerous
Whiteinella: W. brittonensis (LoEsLich & Tapran), W. ar-
chaeocretacea PzssaGno, W. aprica (LOEBLICH & Tapran)
whose association is known in the literature as “grosses globi-
gerines”. Within the Lower Turonian Helvetoglobotruncana
helvetica (BoLLI) appears just preceded by ? W. praehelvetica
(TrupıLo), but is possible that bathymetrical conditions
591
control the individualization of the two morphotypes. On the
other hand the extinction of A. helvetica marks a clear level
just below the base of the Upper Turonian ammonite-zone of
Romaniceras deverianum. Marginotruncana sigali (REICHEL)
and M. schneegansi (SıGAL) arıse just above the base of the
Middle Turonian and, near the top of the substage, M. psen-
dolinneiana Pzssacno and M. coronata (BoLLı) appear.
The summary of the distribution of the main species cited
here corresponds to that given in the “Atlas of Mid Cretace-
ous Planktonic Foraminifera’” (Ropaszynskı, CaRroN and Eu-
ropean Working Group on Planktonic Foraminifera, 1979).
NANNOPLANKTON, DINOFLAGELLATES AND
OSTRACODS
The index species, selected from about one hundred forms
found in the Turonian, are listed in fig. 4. Details and com-
ments are given in RoBaszynskI & al. (1982). It should be em-
phasised that calcareous nannoplankton and dinoflagellates
are two groups frequently represented in shallow as well as in
oceanic environments. Although their zones are longer than
those of other fossil groups, it has become apparent that they
are very useful for global correlation between continental and
oceanic sections.
EINGOTESENENESZEORZEFIESTWIRONIENN;
The distribution of palaeogeographical facies in France and
adjacent areas during the Turonian were built up with docu-
ments coming from twenty-two contributors. We chose to
represent generalised facies for two intervals: the Early and
Late Turonian, and their comparison led to several conclu-
sions:
— Most french regions are affected by the Early Turonian
transgression, whereas the Late Turonian is characterized
by a regressive phase beginning in the Middle Turonian.
— A relatively strong rise of sea-level during the Early Turo-
nian is revealed by the development of pelagic facies that
indicate the eustatic nature of the transgression. However,
this transgression is moderated by epeirogenic movements,
local or regional, as in north Spain, northern subalpine
chains and in NW France.
— The reconstruction of sedimentary events in pyrenean and
alpine areas is more difficult on account of orogenic move-
ments.
— Communications between Cornwall and Armorica or
through the Poitou allowed faunal transfers between the
Tethyan and Boreal provinces (for example: vascoceratids,
planktonic microfossils and ostracods).
ACKNOWLEDGEMENTS
We are grateful to J. M. HANcCock and W. J. KENNEDY for reading
the manuscript and suggesting improvements to the English, but
neither is responsible for opinions expressed in this paper about all
groups of fossils discussed.
‚Armorican Massif
TE EL
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Massif Gr x
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Fig. 5. Facies of the Early Turonian.
Facıes legend:
1. actual boundary of old massifs; 2. erosion boundary; 3. area without deposits; 4. fault; 5. anticlinal area
during sedimentation; 6. breccıa; 7. volcanic breccıia; 8. volcanism; 9. sands, sandstones, conglomerates; 10.
marly clay; 11. marl; 12. carbonate marl; 13. chalk (two lines: disturbed sedimentation); 14. tuffeau; 15. no-
dular chalk; 16. alpine sea; 17. limestones; 18. flysch; 19. transgressivity; 20. direction of detrital deposits;
21. sand; 22. clay; 23. glauconite; 24. flint, chert; 25. bioclasts; 26. lignite; 27. rudists; 28. echinoids; 29. oy-
sters; 30. corals; 31. algal laminations; 32. pithonels.
Abbreviations:
AB: Bilbao anticlinorium; AL: Losas fault; AM: Merlerault axis; BD: Durance bending; FN: Nimes
fault; FNP: North Pyrenean Front; FV: Villefranche fault; SB: Burgos gate; SD: Douro gate; SP: Pedroza
gate;
Fig. 6. Facies of the Late Turonian. (Facies legend and abbreviations see Fig. 5.)
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for 1980).
un
Ne)
[071
ISSN 0373 — 9627
Turonian and Coniacian microbiostratigraphy of the Tethys
regions on the basis of foraminifera and nannofossils
By
JOSEPH SALA]J & VIERA GASPARIKOVA*)
With 1 table and 3 plates
INBSITRAGITE
The lowermost Turonian is still reached by the Upper Ce-
nomanian Rotalipora cushmanı Zone in which from the nan-
noplankton Quadrum gartneri Prıns & PErCH-NIELSEN is
found.
The higher part ofthe Lower Turonian (= Quadrum gart-
neri Zone) is always represented by the zone of “large hed-
bergels’”’ with Whiteinella gigantea (LEHMANN) (= syn.: W.
archeocretacea PessaGno) and Dicarinella imbricata (Mor-
nop) in the Tunisian Atlas. In the West Carpathians D. im-
bricata is found but Whiteinella gigantea as well as the asso-
ciation of other “large hedbergels” is missing.
The Helvetoglobotruncana helvetica Zone is represented
by 3 subzones: Dicarinella trıgona, D. biconvexa and “Glo-
botruncana” turona. As to nannoplankton of the West Car-
pathians, we observe here some deviations from Tunisian, ty-
pical Mediterranean associations. In the Upper Turonian
Marginotruncana schneegansi Zone from its base the index
species Marthasterites furcatus (STOVER & PERCH-NIELSEN) is
found from nannoplankton.
The base of the Coniacian is established by appearance of
the species D. concavata in both the studied regions whereas
the upper boudary is determined by appearence of the species
Sıgalia carpathica Sara) & SamuEL. From nannoplankton the
associations of the Marthasterites furcatus and Micula decus-
sata Zone are found in the Coniacıan.
Attention is also paid to taxonomic and phylogenetic pro-
blems of some foraminifer species. Species of the genus Dica-
rınella described from the West Carpathians are figured
again. As the type-species of the genus Whiteinella the spe-
cies ?Praeglobotruncana gigantea LEHMANN and of for the
one-keeled Middle Turonian “globotruncanes’’ the new ge-
nus Caronita is established.
KURZFASSUNG
Die obercenomane Rotalipora cushmani Zone reicht bis in
das unterste Turon, wo sie beim Nannoplankton durch das
Auftreten von Quadrum gartneri Prıns & PERCH-NIELSEN
gekennzeichnet wird. Der höhere Teil des Unter-Turon
(= Quadrum gartneri-Zone) ist in Tunesien immer durch
eine Zone „‚großwüchsiger Hedbergellen mit Whiteinella gi-
gantea (LEHMANN) (= W. archaeocretacea PEssaGno) und Di-
carinella imbricata (MorNoD) gekennzeichnet. In den
West-Karpaten tritt zwar D. imbricata auf, es fehlen dagegen
W. gigantea und die anderen großwüchsigen Hedbergellen.
Die Helvetoglobotruncana helvetica Zone wird durch drei
Subzonen repräsentiert: Dicarınella trıgona, D. biconvexa
und “Globotruncana” turona Subzonen. Das Nannoplank-
ton der West-Karpaten unterscheidet sich leicht von den ty-
*) J. Sara], V. GASPARIKOVA, Dionyz Stür Institute of Geology,
Mlynskä dolina 1, 81704 Bratislava, CSSR.
pisch mediterranen Vergesellschaftungen Tunesiens. In der
oberturonen Marginotruncana schneegansı Zone ist die In-
dex-Art Marthasterites furcatus (STOVER & PERCH-NIELSEN)
bereits ab der Basıs vertreten.
Die Basis des Coniac wird in beiden Gebieten durch das
Einsetzen von D. concavata gekennzeichnet, die obere
Grenze durch das Auftreten von Sigalıa carpathica Sara] &
SamueL. Beim Nannoplankton werden im Coniac Vergesell-
schaftungen der Marthasterites furcatus und der Micula de-
cussata Zonen gefunden.
Abschließend werden taxonomische und phylogenetische
Fragen einiger Foraminiferen-Arten diskutiert. Die bislang
aus den West-Karpaten beschriebenen Arten von Dicarinella
werden neu abgebildet. Praeglobotruncana (?) gigantea
LEHMANN wird als Typus-Art der Gattung Whiteinella be-
stimmt. Für die einkieligen Globotruncanen des Mittel-Tu-
rons wird die neue Gattung Caronita vorgeschlagen.
596
INTRODUCTION
The basis for detailed stratigraphical division of Turo-
nian-Coniacian sediments in the Mediterranean region on the
basis of foraminifers and nannoplankton are some selected
profiles of Tunisia and the West Carpathians of Czechoslova-
kia. In Tunisia it is mainly the profile of hypostratotypes of
the mentioned stages from the locality Dj. Fguira Salah (SAara]
1974, 1980; GasparıkovA 1978) and from the West Carpa-
thians the Turonian of the Klippen Belt from the profiles Vra-
nie-Povazsky Chlmec, Brodno -Sneznica and Benatina. For
their completeness these profiles were studied by several
authors (SCHEIBNEROVA 1960, 1963; SAMUEL 1962; SAMUEL &
Sara] 1962; BEGAN, HasKo, Sara] & SamueL 1978). The Co-
niacian sediments in the facies of variegated marls of the Klip-
pen Belt are studied from the locality Horne Srnie; and in
flysch facies from the area of Povazskä Bystrica. Their Conia-
cian age was proved on the basis of foraminifers by Kanto-
ROVA & BEGAN (1958) and Sara] (1962). The nannoplankton
from these localities was studied by GasparıkovA (1977).
SERATIGRAPHY
Cenomanian-Turonian boundary: the boundary between
the Rotalipora cushmani Zone and Dicarinella imbricata
Zone in the West Carpathians on the one hand, or between
the R. cushmani Zone and the zone of large Hedbergella de
LEHMann (1962) (= Whiteinella archeocretacea Zone de Ro-
BASZYNSKI& CArON 1979) in Tunisia on the other hand, is very
sharp. The authors place this boundary above the Turonian
base, what would be in agreement with the knowledge of Ber-
LIER (1978) and other authors (SaLa] & SamueL 1966, 1977; Sa-
LA] & BELLIEr 1978). On the contrary, in the last time RoBas-
zyıskı & CAron (1979) (European working group on plank-
Table 1
Microbiostratigraphic zonation of
of planktonic foraminifers and
WIERSET
Sıgalia deflaensis |I.Z
Globotruncana praehava-
nensıs Nn.sp zZ
MIDDLE
Helvetoglobotruncana
cachensis
Dicarınella
concavata
Globotruncana
carinata |1.Z
angusti-
BR@R RAGT ER ASENES
Micula decussata
Marthasterites
tonic Foraminifera) place the boundary between these zones
still in the frame of the uppermost Cenomanian, in the middle
ofthe Metoicoceras geslinianum Zone. Accordingto them the
species Rotalipora cushmani (MORROW) becomes extinct
here, and the species Whiteinella archaeocretacea PEssaGno,
the index species of the zone of equal name, sets in. On the
contrary, the works of ConarD (1978: 66-67), DELOFFRE
(1978: 80) and PorrHaurTt (1978: 184) mention the existence
of Rotalipora in the basal Turonian, thus in the Mammites
nodosoides Zone with Fagesia superstes (Kossmar) (PHiLıp,
NEUMANN, PORTHAULT & JUIGNET 1978).
the Turonian and Coniacıan of the basis
nannoplankton
Micula concava
Micula decussata
RZ
furcatus
BZ
Marginotrun- Dicarinella renzi
cana
schneegansı
NZ
Whiteinella inornata
Falsotruna maslakovae
EZ
Eiffelithus
Marthasterites furcatus
LSZ
eximius
[174
Helvetoglobo - Caronita turona IS.BZ
truncana
helvetica TRZ
Dicarinella biconvexa 1.SB.Z
Tetralithus
pyramidus Eiffelithus eximius
EZ 142
|
Dicariınella trıgona IS.BZ
Whiteinella gigantea |Dicarinella hagni 1.S.BZ
Dicarinella imbricata IZ|D. imbricata 1I.S.B.Z.
Rotalipora turonica TRZ
Rotalipora
cushmani T.RZ |Rotalipora montsal-
vensis RZ
MANIAN
MIDD.|UPPER
CENO -
Tetralithus pyramidus IZ
Quadrum gartneri |
Gartnerago oblıquum
RZ
Microrhabdulus deco-
ratus EZ
We tend to the opinion that the upper boundary ofthe Ro-
talipora turonica Zone or the Rotalipora cushmani Zone
(both index species ofthese zones are distinctly different from
each other, cf. Sara] & SamuzL 1966) should not be placed into
the uppermost Cenomanian, but into the basal Turonian. A
compromising solution would be that the boundaries of these
zones would also determine the Cenomanian-Turonian
boundary (Doucıas 1969).
We stress that in Tunisia as well as in the West Carpathians
also in the uppermost part of the Rotalipora cushmani Zone
up to the immediate contact with the following zone repre-
sentatives of the genus Rotalipora are found in extraordinary
amounts. Species like Whiteinella archaeocretacea or W. pa-
radubia (SıGaL) are not found here.
From the nannoplankton in the Upper Cenomanian of the
West Carpathians Gartnerago obliguum (STRADNER) NOEL is
found, the index species of the zone of the same name defined
by VERBEER (1976) for the upper part of the Rotalipora cush-
mani Zone reaches the Helvetoglobotruncana helvetica Zone
in the Turonian of the West Carpathians (Tab. 1).
In the assemblage of the Gartnerago obliguum Zone the
following nannoplankton species are found: Corollithion
achylosum (STOVER) THIERSTEIN, Cyclagelosphaera margereli
Not, Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, Cretar-
habdus crenulatus BRAMLETTE & Marrını, Cretarhabdus uni-
cornis STOVER, Eiffehthus turriseiffeli (DEFLANDRE) Reın-
HARDT, Lithraphidites alatus THIERSTEIN, Lithraphidites car-
niolensis DEFLANDRE, Lithastictus floralis STRADNER, Manivi-
tellagromosa Bıack, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGEL-
SKIJ) GARTNER, Watznaneria barnesae (Black) PERCH-NIEL-
sEn, Zygolithus crux NotL and Zygolithus diplogrammus
(Bukry) Not£L.
The Rotalipora cushmani Zone of the Mediterranean re-
gion and thus also of Tunisia is characterized by the species
Microrhabdulus decoratus, which according to THIERSTEIN
(1976) is indicative of the Middle to Upper Cenomanian. This
species was designated by SıssincH (1977) and Manniıt et al.
(1977) as index species for the zone of the same name, which is
related to the Upper Cenomanian.
Turonian: The lower part of the Lower Turonian (besides
the base) is represented in the West Carpathians by the Dica-
rinella imbricata Zone (Sara] & SamueL 1966, 1967; Sara] &
GaspArıkoVA 1979). In Tunisia the Rotundina cretacea -
Praeglobotruncana imbricata Zone corresponds to it (SALA]
1969; Massın & Sara] 1970); Maamourı & MAAMoUuRı 1969;
SaLa] & BELLIER 1978).
Roßaszynskı & CAron (1979) correctly call attention to the
fact that the genus Rotundina is invalid and that the genus
Whiteinella PrssaGno 1969 should be used. Moreover, the
opinion of Ropaszynskı & Caron (1979) is justified that the
species Whiteinella cretacea (D’OrBıcny) is found as late as
from the Upper Turonian. It is logical to use for the Lower
Turonian as index species Whiteinella achaeocretacea Pes-
SAGNO, in the synonymy of which the species ? Praeglobo-
truncana gigantea LEHMANN (1962) and Praeglobotruncana
lehmanni PorTHAurT (1969) are included.
Regarding to the fact that the specis Praeglobotruncana
(described as Globotruncana) biconvexa gigantea (SAMUEL &
Saraj) belongs to the genus Dicarınella PorTHAULT (Donze et
597
al. 1970), we cannot consider the species ? Praeglobotruncana
gigantea LEHMANN, whether in this taxonomic form or as
Whiteinella gigantea, as asecondary homonym. Therefore in
the sense of the International Code of Zoological Nomencla-
ture we call attention to the validity of Whiteinella gigantea
(LEHMANN) which becomes so also the type species of the ge-
nus Whiteinella PzssaGno (1967). The species Whiteinella ar-
chaeocretacea PrssaGno (1967) is thus a synonym of the spe-
cies Whiteinella gigantea (LEHMANN).
Therefore we modify the Lower Turonian in Tunisia as the
Whiteinella gigantea- Dicarinella imbricata Zone. Its Lower
boundary is determined by disappearance of rotalipores while
its upper boundary is determined by appearence of the species
Helvetoglobotruncana helvetica (Boınn).
In the Lower Turonian of the West Carpathians as well as
Tunisia we can define two subzones:
a) Dicarinella imbricata Interval Subzone. Its lower boun-
dary is determined by vanishing of rotalipores and conical
praeglobotruncanes and the upper boundary by appearence
of the species Dicarınella hagni (SCHEIBNEROVA).
b) Dicarinella hagni Interval Subzone. Its lower boundary
is defined by appearence of the species Dicarinella hagni
(SCHEIBNEROVA), while the upper boundary is determined by
appearence of the species Helvetoglobotruncana helvetica
(Borıı).
Besides the species Dicarinella hagni, which is very abun-
dant here, Dicarinella turonica (SAMUEL & SALAJ) appears, re-
presenting a form transitional between Dicarinella hagni und
Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA). Even it would seem that
these last quoted 3 species described from the West Carpa-
thians are boreal elements, we remark that they are uncom-
monly abundant also in Tunisia, studied in detail mainly in
the area of Enfidaville (Sara) 1970).
In the Lower Turonian nannoplankton of Tunisia, it is ne-
cessary to quote mainly the occurrence of the species Qua-
drum gartneri Prıns & PERrcH-NIELSEN. PERCH-NIELSEN
(1979) mentioned, this species appears from the Turonian
base. SıssincH (1977) defined a zone of equal name, which rea-
ches the middle part of the Middle Turonian Helvetoglobo-
truncana helvetica Zone of SıcaL (1952).
The late Lower Turonian to base of the Upper Turonian —
in Tunisia as well as the West Carpathians — corresponds with
three subzones (Sara] & Samueı 1966, Sara] & BELLIER 1978;
BEGAN, HasKo, SAMUEL & SaLaJ 1978; SALAJ && GASPARIKOVÄ
1979) to the Helvetoglobotruncana helvetica Total-range
Zone:
a) Dicarinella trigona Interval Subzone: Its lower and up-
per boundaries are limited by appearance of Helvetoglobo-
truncana helvetica (Bor) and Dicarınella biconvexa (Sa-
MUEL & Sara). Beside the index species and some representa-
tives of the genus Whiteinella, Dicarinella imbricata, and D.
hagni are still represented.
b) Dicarinella biconvexa Interval Subzone: Its boundaries
are limited by appearance of the species Dicarinella biconvexa
at the base and by the species Caronita turona (OLBERTZ) on
the top.
c) Caronita turona Interval Subzone: It is defined by ap-
pearance of the species Caronita turona at the base. The up-
598
per boundary is determined by disappearance of the species
Helvetoglobotruncana helvetica (BoLLı).
The subdivision of the lower Middle Turonian is based on
the lineage of the following species (BEGAN, HASKO, SALAJ &
SamuEL 1978):
a) Dicarinella imbricata > D. tnronica > D. trigona
b) Dicarinella imbricata > D. hagni > D. biconvexa >
Dicarinella fusanı Sara] & SamueL (1977) —
bi — Caronita sigali
b;— Caronita turona
From the taxonomic point of view it is necessary to men-
tion that neither Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA) nor Di-
carinella oraviensis (SCHEIBNEROVA) can be a synonym of the
species Praeglobotruncana gibba Kıaus (RoBaszynskı & CA
roN 1979). Praeglobotruncana gibba Kıaus is described from
the Cenomanian, essentially smaller in dimensions and di-
stinctly different in morphology of the last chamber. The spe-
cies Praeglobotruncana gibba, mentioned as morphotype by
Rosaszynskı & Caron (1979) from the Middle Turonian of
Tunisia (E 16) corresponds to the typical species Dicarınella
trigona described from the area of Enfidaville, Djebel Abid
(Saraj 1970).
A further not less important problem is the taxonomic posi-
tion of Middle Turonian one — keeled representatives, either
assigned to the genus Globotruncana CusHManN (1927) or to
the genus Marginotruncana Horker (1956).
The type species of the genus Marginotruncana, M. margi-
nata (Reuss) is derived from Whiteinella (= Rotundina) cre-
tacea (D’Orsıcny) ( 1972). On the contrary, the repre-
sentatives of globotruncanids in the Middle Turonian, as
pointed out by & (1977), are derived from the genus Dicani-
nella (= Praeglobotruncana) PortHAuLTt (in: Donze et al.,
1979). On the basıs of the mentioned we introduce for them
the new genus Caronita.
Caronita nov. gen. (name established in honour of Prof.
Dr. Michele Caron, Fribourg); as type species we designate
the type specimen of Globotruncana sigali Reicht (1950).
The diagnostic description of the genus agrees with the ori-
ginal description ofthe species Globotruncana sigali Reıcheı,
completed by Rogaszynskı & Caron (1979: 141).
The genus Caronita n. gen. has thus diagnostic marks very
close to the genus Marginotruncana Horker (1956) (see Ro-
BASZYNSKI & CARON 1979:97), from which Caronita differs in
the presence of one keel and in its phylogenetic origin. We assi
here the following species: Caronita marianosi (Dousıas),
Caronita sigali (REICHEL), Caronita turona (OLBERTZ).
In the Tunesian Middle Turonian nannoplankton the index
species Tetralithus pyramidus appears from the base of the
Dicarinella trigona Subzone, while in the West Carpathians it
appears much later only in the upper part of the D. trigona
Subzone. In Tunisia we thus relate the Tetralithus pyramidus
Zone with the lower part ofthe D. trigona Subzone, while in
the West Carpathians it represents the upper part of the D.
trigona Subzone, the Dicarinella biconvexa Subzone and the
lower part of the Caronita turona Subzone.
The nannoplankton assemblages of this zone are represen-
ted by the following species: Ahmzuellerella octoradiata
(GORKA) REINHARDT, Biscutum constans PERCH-NIELSEN, Co-
rolithion exiguum STRADNER, Cretarbabdus conicus Bram-
LETTE & Marrını, Cretarhabdus crenulatus BRAMLETTE &
Marrını, Eiffelithus turriseiffeli (DErLANDRE) REINHARDT,
Gartnerago obliguum (STRADNER) NoEL, Lucianorhabdus
cayeuxi DEFLANDRE, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGEL-
SKIJ) GARTNER, Tetralithus pyramıdus (GArDET) Tranolithus
orionatus (REINHARDT) and Zygolithus diplogrammus (Bu-
KrY) No£r.
In Tunisia practically the whole Helvetoglobotruncana
helvetica Zone (except the lower part of the Dicarinella tri-
gona Subzone) corresponds to the nannoplankton Ziffelithus
eximius Interval Zone. Its base is determined by appearance
of Eiffelithus eximins and the upper boundary by appearance
of Marthasterites furcatus, which in Tunisia, as we stress, ap-
pears immediately above the disappearance of Helvetoglobo-
truncana helvetica.
The Eiffelithus eximins Zone is also developed in the Medıi-
terranean region in relation with the Middle Turonian. E.
eximius is very distinetly accompanied in the assemblages by
Lithastrinus floralis and Tranolıthus orionatus.
In both the studied regions the Upper Turonian is characte-
rized by the Marginotruncana schneegansi Zone, here consi-
dered as Interval Zone in the sense of Daısırz (1955). Its fo-
raminifer association was described by several authors (SaLAJ
& SamuEı 1966, 1977; BEGAN, HASKO, SAMUEL & Sala] 1978;
Sara] & GasparıKovA 1979).
In the West Carpathians this zone corresponds to the nan-
noplankton E. eximins Zone. Essentially the same species as
in the Tetralithus pyramidus Zone are found here. For the
first time from its base E. eximins (STOVER) PERCH-NIELSEN
appears. In the Marginotruncana schneegansi Zone we di-
stinguish two subzones:
a) The Whiteinella inornata — Falsotruncana maslakovae
Subzone. Its lower boundary is defined by the disappearance
of Helvetoglobotruncana helvetica and the upper boundary
is characterized by the appearance of Dicarinella renzi (Gan-
DOLFI) emend. Sara] & Samuer (1966). In this subzone the fol-
lowing species have been found: Dicarınella carpathica
(SCHEIBNEROVA), Whiteinella inornata (Boru), Falsotrun-
cana loeblichae (Doucıas), F. douglası Caron, F. maslako-
vae Caron, Marginotruncana schneegansı (SıcaL) emend.
Sara], Dicarinella schneegansı (Sısa emend. Caron) and
Marginotruncana marginata (REuss).
b) Dicarinella renzi Subzone. The lower and upper boun-
dary is defined by the appearance of Dicarınella renzi (GAN-
DoLFı) emend. Sara] & Samueu (1966) at the base, and appea-
rance of Dicarinella concavata (BroTzEn) and Helvetoglobo-
truncana cachensis Doucıas at the top. Besides the above
mentioned species Marginotruncana paraconcavata POoR-
THAULT, M. undulata (LEHmAnn), Dicarinella renzi (Gan-
DOLFI) emend. Sara) & SamueL, D. condreriensis GANDOLFI
and Marginotruncana coronata (BoLLı) are found.
In Tunisia the Marginotruncana schneegansi Zone can be
correlated with the nannoplankton Marthasterites furcatus
Zone. The species M. furcatus is found in the profile of Dj.
Fguira Salah from the base of the Marginotruncana schnee-
gansi Zone (sample no. 133, cf., Fig. 28, in Sara] 1980; 77).
In the Mediterranean region M. furcatus has been mentio-
ned only from the Coniacian base by all authors (THIERSTEIN
1976, SıssınGH 1977, VERBEEK 1977, PERCH-NIELSEN 1979).
The Upper Turonian is thus represented in Tunisia by the
nannoplankton Marthasterites furcatus Zone, which reaches
without any essential changes in composition the Middle Co-
niacıan.
In the association of this zone, thus from its base, the fol-
lowing species are found: Ahmuellerella octoradiata (GORKA)
REINHARDT, Corollithion exigum STRADNER, Corollithion sı-
gnum STRADNER, Cylindralithus serratus BRAMLETTE & MAR-
rını, Eiffelithus eximins (STOVER), PERCH-NIELSEN, E. turri-
seiffei (DEFLANDRE) REINHARDT, Gartnerago obliguum
(STRADNER) Not, Lithastrinus floralis STRADNER, Marthaste-
rites furcatus (DEFLANDRE) Lucianorhabdus cayeuxi Der-
LANDRE, Praediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKIJ) GART-
NER), Zetralithus pyramidus GARDET, Tranolithus exiguus
STOVER, T. orionatus (REINHARDT) Watznaneria barnesae
(BLack) PERCH-NIELSEN, Zygolithus diplogrammus (Bukry)
Noiı, Zygolithus erectus DEFLANDRE.
Turonian — Coniacian boundary: In Tunisia (Saraj 1980),
similar to the West Carphatians (BEGan, Hasko, Sara] & Sa-
MUEL 1978; Sara] & GaspaRIıKOVA 1979) it is represented by the
appearance of Dicarınella concavata (BroTzEn), D. asyme-
trica (SıcaL), Helvetoglobotruncana cachensis (DouGLas) and
Marginotruncana angusticarinata GANDOLFI.
Coniacian. The basis for subdivision of the Coniacıan in the
Mediterranean region is mainly the profile proposed for the
hypostratotype of the Coniacian (Saraj 1978). In both the
studied regions the Coniacıan associations are essentially
identical. To the Coniacian as a whole the Dicarinella conca-
vata Interval Zone corresponds, the upper boundary of
which is characterized by the appearance of Sigalia carpathı-
ca. We prefer to use this zone instead of the Marginotruncana
(= Globotruncana) angusticarınata Zone (defined by SamueL
& Sara], 1968) for the presence of D. concavata has been
unambiguously proved from the Coniacian base. Besides
that, when also in other sense, this zone was defined first by
Dausıez (1955).
In the Coniacian of both studied regions we define the fol-
lowing subzones:
a) Helvetoglobotruncana cachensis— Marginotruncana an-
gusticarinata Subzone. It essentially corresponds to the Lo-
wer Coniacian. Its upper boundary is defined by appearance
599
of the new (see below) species Globotruncanella praehava-
nensis n. sp. This zone covers only a part of the nannoplank-
ton Marthasterites furcatus Zone (Tab. 1).
To the Middle and partly Upper Coniacıan the Globotrun-
canella praehavanensis ISBZ (= Interval Subzone) corres-
ponds. It is characterized at base by the appearance of Globo-
truncanella praehavanensis n. sp. (syn.: Globotruncanella
havanensis [|VorwijK], in: Saraj 1980, pl. 12, figs. 4-5). The
upper boundary is characterized by the appearance of Sigalia
deflaensis (Sıcar). This zone corresponds to the older Globo-
truncana primitiva Subzone defined by SaraJ (1970).
Into this zone all above cited species are passing, which ap-
pear in the Lower Coniacian. From more important species
found here we mention: Globotruncana desioi GANDOLH,
Neoflabellina suturalis suturalis (Cusuman) and Lenticulina
(Marginulinae) gosae (REuss). A part of this subzone still cor-
responds to the nannoplankton Marthasterites furcatus
Zone.
In Tunisia in the upper part of the Globotruncanella prae-
havanensis Subzone the index species Micula decussata ap-
pears. Inthe West Carpathians this species appears later in the
uppermost part of the G. praehavanensıs Subzone, practi-
cally closely before Sigalia deflaensis appears and passes into
the $. deflaensis Subzone (Tab. 1).
The uppermost Coniacian is characterized by the Sigalia
deflaensis Interval Subzone, originally defined by Sara &
Samuer (1966). The lower boundary is characterized by the
appearance of $. deflaensis, the upper boundary and also the
Coniacıan — Santonian boundary by that of Sigalia carpatica
SALAJ & SAMUEL.
In Tunisia this subzone corresponds to the lower part of the
nannoplankton Micula concava Zone, originally defined by
VERBEEK (1977) for the Santonian.
The species Micula concava (STRADNER) BUKRY appears
from the base of the 5. deflaensis Subzone. In its association
are found: Eiffehthus eximins (Stover) PERCH-NIELSEN, E.
turriseiffeli (DEFLANDRE) REINHARDT, Cylindralithus serratus
BRAMLETTE & MarTını, Gartnerago obliguum (STRADNER)
Noir, Lithastrinus floralis STRADNER, Micula desussata
VERSHINA, Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, Tetralithus
pyramıdus GARDET, Tranolithus exiguns STOvER, Watznane-
ria barnesae (BLACK) PERCH-NIELSEN, Zygolithus diplogram-
mus (Bukry) Not and Zygolithus erectus DEFLANDRE.
PALEONTOLOGICAL DESCRIPTION
Genus Globotruncanella Reıss 1957
Globotruncanella praehavanensis n. sp.
Pl. 2, figs. 10, 11, 12, 14, 15, 16
Holotype: figured pl. 2, figs. 10-12 and deposited in the
collections of the Dionyz Stür Institute of Geology, Bratisla-
va.
Derivatio nominis: Derived from the name havanen-
sis, for we suppose that this species represents an ancestral
form of the species G. havanensis (VORWIIK).
Stratum typicum: Coupe de l’Anticlinal Oued Bazina,
sample no. Be 53/11 (Maamourı & Maamourı 1969; SALA] &
Maamourı 1971). Upper Coniacian marls from the Sıgalia de-
flaensis Subzone.
Material: About 10 specimens from sample Be 53/11; ab-
out 100 specimens from the Middle Coniacian sequence ofthe
profile Dj. Fguira Salah near Pont du Fahs — Tunisia (samples
no. 1302 a-h; Sara] 1980, fig. 30); 3 specimens from the Co-
niacian flysch sequence — road cut 1 km $ of Povazskä Bystri-
ca.
600
Diagnosis: Umbilical side: Primary aperture extraumbi-
lical - umbilical; long portici form around the umbilicus. Su-
tures radial and depressed; 5, rarely 6 chambers. Chambers
inflated to globular; the first to fourth are pustulose, the last is
more or less smooth. Umbilicus forming about '/3 of the lar-
gest diameter.
Spiral side: Equatorial periphery clearly lobulate. Cham-
bers petaloid in shape with surface gently inflated, pustulose,
moderately increasing in size. Sutures curved with not di-
stinct keel formed with pustules on all chambers of the last
whorl. Spire constituted by 2'/, to 3 well distinct whorls. The
chambers of the first whorl are globular.
Lateral view: Low trochospire. Equatorial periphery bor-
dered by a distinct flange formed by 1-2 lines of pustules on
the 4 chambers. The outline of the last chamber is subglobular
to gently subangular.
Size: diameter variable, between 0,5 to 0,6 mm.
Stratigraphic range: The new species occurs from the
higher, probably Middle Coniacıan to the Lower Santonian.
It forms a distinct horizon in association with: Dicarinella
concavata (BROTZEN), D. asymetrica (SıGaL), D. primitiva
Daıbiez, Marginotruncana angusticarinata (GAnDoLFI), M.
marginata (Reuss), M. undulata (LEHMANN), M. sinnosa
PorTHAULT and Helvetoglobotruncana cachensis Doucıas.
CONCLUSIONS
A detailed microbiostratigraphy has been carried out on the
basis of planktonic foraminifers and nannoplankton for Tu-
ronıan-Coniacıan sediments of two distant Tethyan regions
(Tunisian Atlas and West Carpathians). In the West Carpa-
thians the index species of Turonian-Coniacian zones appear
later than in the Mediterranean region and ın Tunisia (Tab. 1).
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Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Plate 1
Dicarinella imbricata (MORNOD); 1. lateral view 80X; 2. spiral view 70x.
Loc.: No. 14/1960 Benätina. Dicarıinella hagnı Subzone.
Lower Turonian of the Klippen Belt; Eastern Slovakia.
Dicarinella hagni (SCHEIBNEROVA); 3. lateral view 90x ; 4. lateral view 70x;
5. lateral view 90x.
Loc.: No. 14/1960 Benatina.
Dicarinella hagnı (SCHEIBNEROVA); 6. lateral view 10X;; 8. lateral view 70x.
Loc.: No. 14/1960 Benatina.
Dicarinella bouldinensis (PESSAGNO); lateral view 90X.
Loc.: No. 14/1960 Benatina.
Dicarinella biconvexa (SAMUEL & SALAJ); 9. spiral view 60% ; 10. lateral view of the other
individual 60x ;
Loc.: No. 8/1960 Benatina. Dicarinella biconvexa Subzone; Middle Turonian of the
Klippen Belt.
Dicarinella gigantea (SAMUEL & SALAJ); lateral view 70x.
Loc.: No. 1960. Benatina.
Zitteliana 10, 1983
Plate 1
SALA], J. && GASPARIKOVA, V.
Fig. 1.
Fig. 2-3.
Fig. 4-6.
Fig. 7-9.
Fig. 10-12.
Fig. 13.
Fig. 14-16.
Plate 2
Transitional form between Dicarıinella turonica (SAMUEL & SALAJ) and D. trıgona
(SCHEIBNEROVA); lateral view 80%.
l.oc.: No. 14/1960 Benatina. D. hagni Subzone; Lower Turonian of the Klippen Belt,
Bastern Slovakia.
Dicarinella tnronica (SAMUEL & SALAJ); 2. spiral view 55% ; 3. umbilical view 55%.
L.oc.: No. 14/1960. Benatina.
Dicarinella trigona (SCHEIBNEROVA); 4. spiral view 55% ; 5. lateral view 55% ;
6. spiral view of the other individual 75%.
Loc.: No, 5/1960 Benatina. D. trigona Subzone; Middle Turonian of the Klippen Belt.
Dicarinella oraviensis (SCHEIBNEROVA); 7. lateral view 70%; 8. spiral view 70X ;
9, umbilical view of the other individual 70x.
l.oc.: No. 5/1960 Benatina.
Globotruncanella praehavanensıis n. sp. — holotype;
10. lateral view 60% 5 11. oblique umbilical view 60% ; 12. oblique umbilical view 60%.
Loc.: No. 53/13 Beja (Anticlinal Oued Bazina, Tunisia); Sigalia deflaensis Subzone;
Upper Coniacian.
Dicarinella oraviensis (SCHEIBNEROVA); lateral view 70% ;
L.oc.: No. 5/1960 Benatina. Lower part of the Helvetoglobotruncana helvetica Zone.
Globotruncanella prachavanensis n. sp: ;
14. spiral view 60% ; 15. oblique umbilical view 60% ; 16. umbilical view 60% ;
Loc.: same as figs. 10-12.
Zitteliana 10, 1983
{ : Plate 2
Sara], J. & GasPARıKOVA, V.
6.
eb
Plate 3
Gartnerago obligunm (STRADNER) REINHARDT, 5000X,, distal view.
Slopnä, Nr. 440/79; Upper Cenomanian.
Lithraphidites acutum VERBEEK & MANIVIT, 5000X,
Pont du Fahs, Nr. 662/77; Upper Cenomanian.
Corolithion exiguum STRADNER, 5000% , distal view.
Pont du Fahs, Nr. 665/77; Middle Turonian.
Quadrum gartneri PRINS & PERCH-NIELSEN, 5000X,
Pont du Fahs, Nr. 664/77; Lower Turonian.
Lithastrinus floralis STRADNER, 5000X,, proximal view.
Brodno, Nr. 329/76; Middle Turonian.
Ahmuellerella octoradiata (DORKA) REINHARDT, 5000X, proximal view.
Sneznica, Nr. 500/77; Lower Turonian.
Stephanolithion laffitei Noel, 5000, proximal view.
VrSatec, Nr. 408/77; Lower Coniacian.
Tranolithus orionatus (REINHARDT) REINHARDT, 5000%X,, proximal view.
Vranie, Nr. 526/77; Lower Turonian.
Eiffelithus eximins (STRADNER) PERCH-NIELSEN, 5000X , distal view.
Myjavskä pahorkatina, Nr. 310/73; Middle Coniacian.
Martbhasterites furcatus DEFLANDRE, 3500%,
Pont du Fahs, Nr. 667; Upper Turonian.
Marthasterites furcatus DEFLANDRE, 5000%,
Pont du Fahs, Nr. 667; Upper Turonian.
Micnla decussata VEKSHINA, 4500X ,
Pont du Fahs, Nr. 636/9; Middle Coniacıan.
Zitteliana 10, 1983
SALAJ, J. & GASPARIKOVA, V. Plate 3
609
ee München, 1. Jul 198 ISSN 0373 29007
Le Campanien sommital et le Maastrichtien de la coupe du Kef
(Tunisie septentrionale): zonation sur la base des Foraminiferes
planctoniques
Par
JEAN-PIERRE BELLIER, MICHELE CARON, PIERRE DONZE,
DIETRICH HERM, ANNE-LOUISE MAAMOURLI et JOSEPH SALAJ*)
Avec 1 figure dans le texte et I tableau
A l’occasion du 6e Colloque afrıcain de Micropaleontologie geen (P. Donze, 1980; J. Sara], 1980). Les materiaux recueil-
(Tunis 1974), la resolution a &t& prise d’etudier en detail la lis, en collaboration avec le Service geologique de Tunisie et en
coupe dite de la «piste du Hammam Mellegue» au SW du Kef, particulier avec le concours de H. Ben SaLEm pour le lever de
en vue de la proposer, en raison de ses qualites (P. F. Buro1- la coupe et la prise d’echantillons, ainsi que de M. Kuessıpı
LET, P. SANFELD et F. Daısıez, 1956), comme serie de refe- pour les niveaux de la limite Maastrichtien-Danien, ont ete di-
rence pour le Maastrichtien et le Paleocene en domaine meso- stribues ä divers groupes de sp£cialistes charges de leur etude.
T al
ee ZONES ET SOUS-ZONES EAN ASSOCIATIONS DES ESPECES PRINCIPALES
GL. EUGUBINA Globigerina eugubina petites globig&rines de la j)
GL. FRINGA Globigerina fringa premiere zone du Danien
—— = N ZZ — ———
Sous-zone non nonnde nee
ABATHOMPHALUS ABATHOMPHALUS Zei} =]
MAYAROENSIS MAYAROENSIS Rbathonphal Gltr. stuarti, Gltr. contusa, Gltr. gansseri)
Bad u Gltr. falsostuarti, Rac. varians,
NSySzSen=7S Rac. fructicosa, Ps. elegans
a —— U 5
Gltr. stuarti, Gltr. contusa, Gltr. conica,
Gltr. falsostuarti, Gltr. gagnebini,
GLOBOTRUNCANA GLOBOTRUNCANA Gltr. aegyptiaca, Rac. varians,
GANSSERI GANSSERI Rac. fructicosa, Plgl. acervulinoides,
Ps. elegans
[Er 2 EEE Te
Gltr. falsostuarti, Gltr. plummerae,
Den Gltr. subcircumnodifer, Gltr. aegyptiaca,
GLOBOTRUNCANA 329 Gltr. stuartiformis, Rac. textulariformis
FALSOSTUARTI MB —— I
Rugotruncana Gltr. falsostuarti, Gltr. walfischensis,
GLOBOTRUNCANA subceircumnodifer Gltr. insignis
ses FF —— en KR
Rugotruncana Gltr. insignis, Gltr. subspinosa,
kefiana Gltr. ventricosa, Gltr. fornicata
GLOBOTRUNCANELLA AM 96 ——————————————.—.—......
HAVANENSIS Globotruncana Gltr. insignis, Gltr. subspinosa,
orientalis Gltr. ventricosa, Gltr. fornicata
Gltr. arca, Gltr. fornicata, Gltr. insignis,
Gltr. subspinosa, Gltr. ventricosa
GLOBOTRUNCANA GLOBOTRUNCANA
CALCARATA CALCARATA
AM 48
Tab. 1. Le schema de la zonation.
Se F-69622 Villeurbanne. D. HERM, Institut für Paläontologie und
*) J. P. BELLIER, Universite de Paris VI, Laboratoire de Micropale- historische Geologie, Richard-Wagner-Str. 10, D-8000 Mün-
ontologie, Tour 15, 4, place Jussieu, F-75230 Paris Cedex 05. chen 2. A.-L. MAAMOURI, Department de Geologie (Service geo-
M. CARON, Universite de Fribourg, Institut de G£ologie, logique), 95, Av. Mohamed V, 1006 Tunis El Menzah, Tunisie.
CH-1700 Fribourg. P. DONZE, Universite Claude-Bernard, J- SALAJ, Geol. ustav. D. STUR, Mlynska dolina 1, 81704 Bratis-
Lyon 1, Dep. des Sciences de la Terre, 27-43 bd. du 11 novembre, lava, CSSR.
Globigerina eugubina Z.
Globigerina fringa Z.
Subzone non nommee
Nous presentons dans cette note une zonation du Campa-
nien sommital et du Maastrichtien telle qu’on peut la deduire
de la repartition stratigraphique des Foraminiferes planctoni-
ques. On distingue de bas en haut les divisions suivantes:
Subzone
— Zone ä Globotruncana calcarata (AM 48 ä AM 595)
(Total range zone) (Sommet du Campanien).
— Zone A Globotruncanella havanensis (AM 595 A K 6)
(Interval zone). Definition: de la disparition de Gltr.
calcarata CusHman A l’apparition de Gltr. falsostuarti
SıGaL (unicarenee au dernier tour).
On distingue de bas en haut:
— Sous-zone ä Globotruncana orıentalis (AM 595 ä&
AM 96).
(Interval subzone). Definition: de la disparition
de Gltr. calcarata Cushman A l’apparition de Ru-
gotruncana kefiana SaLaj et MAAMOURI.
— Sous-zone A Rugotruncana kefiana (AM 96 ä K 6)
(Partial range subzone). Definition: de l’appari-
tion de R. kefiana S. etM. äl’apparition de Gltr.
falsostuarti Sıcaı.
mayaroensis Zone
A. mayaroensis
Abathomphalus
Fran asmpn:
Ei]
Gltr. gansseri Zone
300
Formation
— Zone & Globotruncana falsostuarti (K 6 ä 10).
(Partial range zone). Definition: de l’apparition de
Gltr. falsostuarti Sıcaı A l’apparition de Gltr. gansseri
Bor.
On distingue de bas en haut:
— Sous-zone A Rugotruncana subeircumnodifer (K 6ä
la).
(Interval range subzone). Definition: de l’appari-
tion de Gltr. falsostuarti Sıcar A l’apparition de
Gltr. gagnebini Tırev.
— Sous-zone ä Globotruncana gagnebini (la & 10).
(Partial range subzone). Definition: de l’appari-
tion de Gltr. gagnebini Tırev ä l’apparition de
Gltr. gansseri Boıuı.
Gltr. falsostuarti Zone
Subzone
Rugotr. subeircumnodifer
200
Subzone
— Zone ä Globotruncana gansseri (10 ä 24a).
(Partial range zone). Definition: de l’apparition de
Gltr. gansseri BorLı ä l’apparition de Abathomphalus
mayaroensis (BOLLI).
Rugotruncana kefiana
— Zone ä Abathomphalus mayaroensis (24a ä LM 11).
(Interval zone). Definition: de l’apparition de
A. mayaroensis (BorLı) A l’apparition des petites glo-
bigerines du Danien basal.
On distingue de bas en haut:
— Sous-zone ä Abathomphalus mayaroensis (24 ä
LM 1). (Total range subzone).
— Sous-zone (non encore nomme&e) (LM 1ALM 11).
(Interval subzone). Definition: de la disparition
de A. mayaroensis (BorLı)& l’apparition des peti-
tes globigerines du Danıen basal.
100
Globotruncanella havanensis Zone
Subzone
La publication d’un tel schema ne signifie pas qu’un accord
definitif ait Ete trouve entre les differents sp£cialistes des Fo-
raminiferes planctoniques; elle traduit seulement une prise de
position commune sur les principaux biohorizons suscepti-
bles d’etre utilises dans la coupe de Kef.
Globotruncana orientalis
Fig. 1. Colonne stratigraphique de la «piste de Hamman Melle-
gue».
Globotruncana
calcarata Zone
esse
6ll
REFERENCES
BURROLET, P. F., SAINFELD, P. & DALBIEZ, F. (1956): Carte geolo-
gique de la Tunisie (1/50 000), feuille n° 44, Le Kef. Notice
explicative, 39 p., 1 tabl.
DOonZze, P. (1980): Une serie de reference pour le Maastrichtien et le
Pal&ocene en facies mesog£en: la coupe dite de la «piste du
Hammam Mellögue», au SW du Kef (Tunisie septentrionale).
— 26€ Congr. geol. intern., Paris., Abstr., 1, p. 225.
SALAJ, J. (1980): Microbiostratigraphie du Cretace et du Paleocene de
la Tunisie septentrionale et orientale (Hypostratotypes tunisi-
ens). — Inst. Geol. Dionyz. Stur, Bratislava, 238 p., 63 fig.,
12 tabl., 64 pl.
— — & MAAMOURI, A.-L. (1982): Rugotruncana kefiana, nou-
velle espece du Senonien superieur de la region d’EI Kef (Tuni-
sie septentrionale). - Geol. carpathica, 33 (4): 463479, 2 fig.,
6 pl., Bratislava.
613
ISSN 0373 — 9627
Die Foraminiferen der Inoceramen-Mergel
(Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht)
des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern)
HERBERT HAGN & DIETRICH HERM*)
Mit 2 Abbildungen und 4 Tafeln
KURZFASSUNG
Die Inoceramen-Mergel des Moos-Grabens enthalten eine
sehr reiche Foraminiferenfauna, deren Plankton/Benthos-
Verhältnis 87:13 beträgt. In der Beschreibung werden die
Gattungen Globotruncana, Globotruncanella, Tritaxia, Neo-
flabellina und Bolivina besonders hervorgehoben.
Die Globotruncanen gestatten eine Einstufung der Inoce-
ramen-Mergel in die Globotruncana gagnebini-Subzone, die
den oberen Teil der Globotruncana falsostuarti-Zone ein-
nimmt. Die Fundschicht ist somit in den tieferen Teil des obe-
ren Unter-Maastrichts zu stellen.
Die Zusammensetzung der Foraminiferenfauna weist auf
eine Ablagerung im offenen Meer in einer Tiefe zwischen 400
und 800 m zwischen dem mesoeuropäischen Schelf und der
zentralen Tethys. Dementsprechend konnten faunistische
Beziehungen zu den Nördlichen Kalkalpen (Gosau), den
Südalpen, zum Kaukasus, zu Südspanien (Betische Kordille-
re) sowie zu Nordafrika (Marokko, Tunesien) festgestellt
werden.
IBSIERAECT
The /noceramus-Marls of the Moos-Graben contain a very
rich foraminiferal fauna. Its plankton/benthos ratio measures
87:13. The genera Globotruncana, Globotruncanella, Trita-
xia, Neoflabellina and Bolivina are described in more detail.
The species of the genus Globotruncana point to the Glo-
botruncana gagnebini subzone which belongs to the upper
part of the Globotruncana falsostuarti zone. The Inocera-
mus-Marls are therefore assigned to the lower part of the up-
per range of the Lower Maastrichtian.
*) H. HAGN und D. HERM, Institut für Paläontologie und histori-
sche Geologie der Universität, Richard-Wagner-Straße 10,
8000 München 2.
The foraminiferal fauna indicates an open sea condition.
The water depth can be estimated between 400 and 800 m.
The /noceramus-Marls have been deposited on the continen-
tal slope (epibathyal) between the mesoeuropean shelf and the
central Tethys. This explains the similarities between the Ba-
varıan fauna and those from the Northern Limestone Alps
(Gosau), the Southern Alps, the Caucasus, Southern Spain
(Betic Cordillera) and North Africa (Morocco, Tunesia).
614
INHALT
1..Geologische Einführung nee ee ee ee ee nee oe ee ee 614
1.12. Allgemeinen Überblicke 2 en ee ee ee ee ee ee 614
1.2 Schichtfolge und Baustil der Buntmergelserie des Moos-Grabens (Oberlauf) .................. 616
2. DielForaminiferen. der Inoceramen Mergell... res sen en amien einen m eanainnnuen ein knieninieen Same 618
21) lankton er en ee ee een Baden ee 619
2 2EBEnthosse ent een lesen ent leleeyete BRerteTe Br ee Teen ee ee ee 620
33 Eolgerungeng.r 1 2a. ae De ee ea Sara fe ee AT EN Bolsa 624
3EB [OStratigrapietet ee ee ee ee ee ee 624
3.2. Paläozoogeographie und Palökologie ...:1s..00.201010.0 0101010 000.010001 810.0. 9 00er nie ee nsnete rinnen 625
4, Schriftenverzeichnissrusteneenstersteransdeunn we eretneelene onen ee ee ee ee ee ee 625
1.GEOLOGISCHE
1.1 ALLGEMEINER ÜBERBLICK
Am Nordostfuß des Sulzbergs, SE Siegsdorf (Chiemgau),
dehnt sich ein waldreiches Hügelgebiet aus, das von zahlrei-
chen Bächen durchflossen wird. Ihr Wasser fließt dem Ha-
bach zu, der in die Rote Traun mündet. Da das Anstehende
weitgehend durch Hangrutsch und dichte Vegetation verhüllt
wird, trifft man die besten Aufschlüsse in den durch die Ero-
sion entstandenen Gräben an. Im engeren Untersuchungsge-
biet schlängeln sich der Moos-Graben, der Katzenloch-Gra-
ben und der Galon-Graben (Abb. 1). Weiter im Norden
(nicht mehr auf der Karte) liegen der Wolfsberg-Graben so-
wie der Molbertinger Graben.
In den vergangenen Jahren wurden durch die Anlage von
Forststraßen zahlreiche künstliche Aufschlüsse geschaffen,
die wertvolle neue Erkenntnisse lieferten. Der Großzügigkeit
von Herrn Forstdirektor F. Sieger, Siegsdorf, sind ferner
umfangreiche Schurfarbeiten zu verdanken, wodurch das
Schichtinventar vervollständigt und der Baustil auch in Ein-
zelheiten geklärt werden konnte.
Das Grabengebiet am Nordostfuß des Sulzbergs ist durch
eine extreme Raumverengung gekennzeichnet, die durch die
Überschiebung der Rhenodanubischen Flyschzone, der auch
der Sulzberg angehört, auf sein nördlich gelegenes Vorland
(Ultrahelvetikum und Helvetikum) bedingt wurde. Dement-
sprechend liegen heute auf engstem Raum Sedimente ver-
schiedenen Alters und ehemals voneinander weit entfernter
Ablagerungsräume nahe beisammen. Der Baustil wird durch
einzelne Stockwerke geprägt, die durch Überschiebungsvor-
gänge entstanden sind. Erst durch spätere Abtragungen
wurde aus dem ursprünglichen Übereinander ein auf der geo-
logischen Karte darstellbares Nebeneinander. Im Verlauf der
tertiären Nachbewegungen der alpinen Orogenese wurden
auch die einzelnen Stockwerke in sich zerrüttet und in ein-
zelne Schuppen zerlegt. Als besonders mobil erwies sich die
ultrahelvetische Buntmergelserie, die überwiegend aus mehr
oder minder tonreichem Tiefwasserschlamm entstanden ist.
Das Untersuchungsgebiet wurde zuerst von Reıs (1895)
kartiert und eingehend beschrieben (1896). Zusammenfas-
sende Darstellungen sind in Hacn (1978, S. 169 usf.) und in
Hacn et al. (1981, S. 111 usf.) enthalten. Um Wiederholun-
gen zu vermeiden, seien daher im folgenden nur die wichtig-
sten Ergebnisse kurz wiedergegeben.
EINFÜHRUNG
Am Aufbau der Voralpen bzw. des Alpenvorlandes neh-
men (von Süd nach Nord) folgende paläogeographisch-geo-
tektonische Einheiten teil:
Rhenodanubischer Flysch
Ultrahelvetikum
Helvetikum
Molasse
Gesteine des Rhenodanubischen Flysches stehen heute im
Bereich der Abb. 1 nicht mehr an. Sie sind aber im Gehänge-
schutt und im Bachgeröll allenthalben anzutreffen. Der
Flysch stellte ursprünglich das oberste tektonische Stock werk
dar.
Das nächsttiefere Stockwerk wird durch das Ultrahelveti-
kum repräsentiert (Einheit III). Durch ein helvetisches Fen-
ster im Bereich des Katzenloch-Grabens (Einheit II) wird
diese Zone in einen schmäleren Nord- und in einen breiteren
Südteil gegliedert. Die Sedimente des Ultrahelvetikums liegen
hauptsächlich in der nordultrahelvetischen, mergeligen Fa-
zies der Buntmergelserie vor. Die Wildflysch-Fazies des Süd-
ultrahelvetikums tritt hingegen stärker zurück.
Zum Südhelvetikum und damit zum tiefsten aufgeschlos-
senen Stockwerk sind schließlich die Einheiten II und I zu
rechnen. Der helvetische Aufbruch im Bereich des Katzen-
loch-Grabens (II) gehört dem Südteil der Kressenberger Fa-
zieszone an, während die Einheit I als Äquivalent der Eisen-
ärzter Fazieszone, also der nördlichsten Zone des Südhelveti-
kums, aufzufassen ist.
Nordhelvetikum und Molasse schließen erst weiter im
Norden an. Die erstgenannte Fazieszone ist im Molbertinger
Graben aufgeschlossen. Die Molasse kann am besten im Bett
der Weißen Traun S Siegsdorf sowie im Bereich des Hoch-
bergs zwischen Siegsdorf und Traunstein studiert werden.
Die Einheiten I-III weisen, jede für sich, Schichtglieder
auf, die weit über den örtlichen Rahmen hinaus für die Alpen-
geologie von großer Bedeutung sind. In der Einheit I sind es
die Schönecker Fischschiefer des Unteroligozäns, die
tektonisch an die Buntmergelserie der Einheit III grenzen. Sie
stehen mit Stockletten des höheren Obereozäns in einem stra-
tigraphischen Verband. Die Schönecker Fischschiefer, die
neben Skelettresten Schuppen, Zähnchen und Otolithen von
Fischen enthalten, werden als ‚‚Flyschmolasse’” bezeichnet
und stellen eine Verbindung zwischen den Menilithschiefern
615
S Galon-Graben
© Blaser Hütte
Abb. 1. Topographische Lageskizze. Vergrößerter Ausschnitt aus Topographischer Karte von Bayern
1:25000, Blatt 8142 Teisendorf, mit Probenserien und Inoceramen-Fundstelle (i).
der Karpaten und den Glarner Fischschiefern der Schweiz
dar. Ihre globigerinenreichen Sedimente vermitteln daher
einen Übergang von Helvetikum in Molasse (vgl. hierzu
Hacn 1978, S. 173 usf., S. 222 usf.; Hacn et al. 1981,
119-122).
Die Einheit II wird an der neuen Forststraße im Oberlauf
des Katzenloch-Grabens durch eine geringmächtige Schicht-
folge von Schwarzerzäquivalenten, Nebengestein, Stocklet-
ten und den erst vor wenigen Jahren neubeschriebenen Kat-
zenloch-Schichten vertreten. Im Unterlauf des Moos-Gra-
bens sind einzelne Schichtglieder des Südhelvetikums mit
dem Ultrahelvetikum intensiv verschuppt (Signatur III + II
in Abb. 1). Die Aufschlüsse an der Forststraße sind als tekto-
nisches Fenster zu deuten, das von Ultrahelvetikum umman-
telt wird.
Am Aufbau der obereozänen Katzenloch-Schichten
nehmen Fossilschuttkalke, Feinsandkalke und -mergel, Mer-
gel und Tonmergel teil. Sie stehen mit gleichfalls priabonen
Stockletten in einem engen stratigraphischen Verband. Die
Katzenloch-Schichten sind durch kalkalpinen Gesteinsschutt
sowie aus dem Süden zugeführten Gehäusen von Nummulıi-
tes fabianii (PREVER) ausgezeichnet. Ähnlich den Schönecker
Fischschiefern sind auch die Katzenloch-Schichten zur älte-
sten Molasse (,,Flyschmolasse‘“) zu rechnen. Auch sie lassen
auf einen Übergang Helvetikum/Molasse schließen (vgl.
hierzu Hacn 1978, S. 177 usf.; Hacn etal. 1981, S. 115-117,
207).
Im Katzenloch-Graben, zwischen oberer und unterer
Forststraße, stehen ferner die Hachauer Schichten des
Ober-Maastrichts an, die eine reiche Megafauna lieferten
(Reıs 1897, 1898). Die sandreiche Ausbildung dieser Ablage-
rungen weist auf die Regression des helvetischen Oberkrei-
demeeres nach Süden hin (vgl. hierzu Hacn 1978,
172173):
Im Nordteil der Einheit III sind keine zusammenhängen-
den Profile bekannt. In den kleinräumigen Aufschlüssen
konnten überwiegend Sedimente des nördlichen Ultrahelve-
tikums (Maastricht, Paleozän, Lutet) nachgewiesen werden.
Die mitteleozäne Buntmergelserie ist durch teilweise rötliche
Farbtöne ausgezeichnet (Hacn 1978, S. 203; Hacn et al.
1981, S. 118-119).
616
Der südliche Teil der ultrahelvetischen ‚‚Decke‘“ nımmt
einen breiten Raum ein. Vor allem ım Südast des Moos-Gra-
bens tritt die Buntmergelserie wiederholt zutage. Im
Oberlauf des Nordastes, an der Kreuzung mit der neuen
Forststraße, sind megafossilführende kalkreiche Mergel des
unteren Maastrichts aufgeschlossen, die sich vor allem reich
an Inoceramen erweisen (Hacn 1978, S. 209; Hacn et al.
1981, S. 112-115). Die Darstellung der Foraminiferenfauna
dieser Schichten ist Anliegen der vorliegenden Arbeit.
Neben oberkretazischen Schichten treten im Südteil der
Einheit III untergeordnet auch alttertiäre Sedimente (Paleo-
zän, Eozän) auf. Ihre mitteleozänen Anteile (Signatur L in
Abb. 1, links von den Ophiolith-Blöcken) sind gleichfalls
rötlich gefärbt (Hacn 1978, S. 210).
Die beiden Ophiolithblöcke wurden bei der Anlage der
neuen Forststraße aus dem Hangschutt gefördert (HaGn
1978, S. 210). Ihre Herkunft ıst daher nicht unmittelbar be-
kannt. Es darf aber angenommen werden, daß die Serpentini-
te, die der ozeanischen Kruste entstammen, aus einem südul-
trahelvetischen Riesenkonglomerat (,,Wildflysch‘‘) umgela-
gert wurden. Sie stellen daher in jeder Hinsicht exotische Ge-
steine dar.
Aus alledem erhellt, daß das Grabengebiet am Nordostfuß
des Sulzbergs eine Fülle von Besonderheiten enthält. Es gibt
auf engstem Raum Aufschluß über Schichtfolgen, Fazieszu-
sammenhänge und Baustil eines damals ausgedehnten Rau-
mes, der erst im jüngeren Tertiär von den Nachzüglern der al-
pinen Orogenese erfaßt wurde. Es erscheint daher gerechtfer-
tigt, noch vorhandene Beobachtungslücken zu schließen und
das vorhandene Schrifttum durch einen mikropaläontologi-
schen Beitrag zu ergänzen.
1.2 SCHICHTFOLGE UND BAUSTIL DER BUNT-
MERGELSERIE DES MOOS-GRABENS (OBERLAUF)
Da eine ausgedehnte Beprobung der Buntmergelserie im
Oberlauf des Moos-Grabens (oberhalb der Gabelung in einen
Nord- und Südast) bis jetzt noch ausstand, wurde am
29.9.1982 eine größere Probenserie entnommen. Dabei er-
wies sich der Südast als weitaus am ergiebigsten. Die Proben-
entnahme erfolgte bachaufwärts. Eine Ausnahme von diesem
Schema machen nur die Zusatzproben 40 und 41, die in den
Verästelungen des Nordastes aufgesammelt wurden, sowie
die Proben 42 und 43, welche aus einem kleinen südlichen Sei-
tengraben des Südastes des Moos-Grabens, kurz vor seiner
Einmündung in den Unterlauf, stammen (Abb. 1).
Proben 1-4: Die Schichten streichen quer zum Bach.
Lithologie: Mittelgraue, feinstglimmerige Kalkmergel, teils wei-
cher, teils härter, mit ockergelben bzw. violetten Kluftflächen. Die
Mergel weisen häufig kleine Rostflächen auf. Dünne Bohrgänge sind
mit Brauneisenmulm ausgefüllt.
Plankton: Ähnlich den Proben 5-9, jedoch ohne Abathomphalus
mayaroensis (BOLLI), zusätzlich aber mit Globotruncana cf. arca
(CUSHM.) und Globotruncana rosetta (CARSEY).
Benthos: Das reiche sand- und kalkschalige Benthos setzt sich im
wesentlichen aus den Arten Ammodiscus glabratus CUSHM. & JAR-
VIS, Gaudryina cretacea (KARRER), Plectina ruthenica (REUSS), Tri-
taxıa cf. anglica (CUSHMAN), Tritaxia rivicataractae (V. HILLE-
BRANDT), Tritaxia selectiva (HAGN), Vaginulinopsis silicula (PLUM-
MER), Praebulimina laevıs (BEISSEL), Bolivina incrassata REUSS, Bo-
livina limbosa (CUSHM.), Bolivinoides draco (MARSSON), Eponides
beisseli SCHIJFSMA, Stensioeina labyrinthica CUSHM. & DORSEY,
Gavelinella monterelensis (MARIE), Gavelinella rubiginosa
(CUSHM.), Angulogavelinella gracılis (MARSSON) und Gavelinopsis
voltziana (D’ORB.) zusammen. Ferner kommen Lenticulinen und
Frondicularien vor. An Östracoden wurde Cytherella beobachtet.
Alter: Mittleres bis höheres Maastricht, Globotruncana gansseri-
Zone (?).
Proben 5-9: Die Mergel fallen mit 40—45° ein.
Lithologie: Dunkelgraue, teils milde, teils härtere, feinstglimme-
rige Mergel mit einzelnen Rostflecken und teilweise ockergelb ver-
färbten Kluftflächen.
Plankton: Abathomphalus mayaroensis (BOLLI), Globotruncana
conica WHITE, Gltr. contusa (CUSHM.), Gltr. cf. fornıcata PLUM-
MER, Gltr. galeoidis HERM, Gltr. gansseri BoLLı, Gltr. cf. insignis
GANDOLFI, Gltr. stuarti (DE LAPPARENT), Gltr. stnartiformis DAL-
BIEZ, Gltr. ventricosa WHITE und Racemiguembelina fructicosa
(EGGER).
Benthos: Ähnlich dem der vorhergehenden Proben. Die Arten
Gaudryina bavariana CUSHM., Bolivina decurrens (EHRENBERG)
und Hoeglundina favosoides (EGGER) lassen Anklänge an die Fazies
SSW PROFIL MOOS - GRABEN NNE
NN südlicher Ast
m 2
750 nd Hangrutsch
HH
. Ophiolitblock
/ Forststraße
700- IE
4 MH Gltr. calcarata (15)
| | 113) Zusammenfluß
| EZ E Moos -Graben
650-
B|
630-1 T T T T I; GE T San (Ba Ber
0 100 200 300 400m
Abb. 2. Profil im Oberlauf des Moos-Grabens (SSW-NNE; siehe Pfeile in Abb. 1) mit Probenentnahme-
der Gerhartsreiter Schichten erkennen. Weitere zusätzliche Arten
sind: Spiroplectammina dentata (ALTH), Heterostomella foveolata
(Marsson), Dorothia oxycona (REUSS), Bulimina arkadelphiana
CUSHM. & PARKER, Pseudouvigerina cristata (MARSSON) und Glo-
borotalites cf. rosaceus MARTIN.
Alter: Ober-Maastricht, Abathomphalus mayaroensıs-Zone.
Probe 10: Weiter bachaufwärts, unmittelbar unter Störung.
Lithologie: Dunkelgraue Mergel.
Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gltr. contusa
(CUSHM.), Gltr. gansseri BOLLI, Gltr. stwarti (DE LAPPARENT) und
Gltr. stuartiformis DALBIEZ.
Benthos: Bezeichnende Arten sind Gaudryina bavariana
CUSHM., Tritaxia selectiva (HAGN), Hoeglundina favosoides (EG-
GER) und A. elegans (D’ORB.).
Alter: Mittleres Maastricht, Globotruncana gansseri-Zone.
Proben 11-14: Probe I1 wurde 40 cm über der Störung ent-
nommen. Die Proben 12-14 entstammen einem nur wenige m mäch-
tigen Schichtstoß.
Lithologie: Mittelgraue, untergeordnet auch hellgraue, blättrige
bis stückig brechende Mergel, teilweise stark verruschelt, mit Inoce-
ramenresten. In Probe 13 wurde das Skelett des Kieselschwamms
Ventriculites gefunden.
Plankton: Das Artenspektrum entspricht demjenigen der Inoce-
ramen-Mergel (S. 619). Von Probe zu Probe können leichte Schwan-
kungen in der Arten-Diversität beobachtet werden.
Benthos: Sandschaler sind sehr häufig. In der Grobfraktion domi-
niert Litnola cf. grandis (REUSS). Ihre Gehäuse werden aus Kalk-
schlamm mit reichlich Jugendformen von meist pelagischen Forami-
niferen aufgebaut (Taf. 4, Bild 4). Sandkörner wurden nicht aggluti-
niert. Daneben wurden große Gehäuse von Lenticulina und Palmula
cordata (REUSS), berippte Kleinbrachiopoden sowie Asteroidenreste
beobachtet.
In der feineren Fraktion treten vor allem Gehäuse der Gattungen
Arenobulimina und Plectina auf. Ferner wurden Psendogaudryi-
nella cf. capitosa (CUSHM.), Tritaxia selectiva (HAGN) und Gau-
dryına laevigata FRANKE angetroffen. Bolivina incrassata REUSS ist
durch eine schlanke Varietät vertreten, die normalerweise im höheren
Ober-Campan auftritt.
Alter: Das Plankton zeigt die gagnebini-Subzone der Globotrun-
cana falsostuarti-Zone (oberes Unter-Maastricht) an. Das Benthos
spricht für ein etwas höheres Alter (etwa Wende Campan/Maa-
stricht).
Probe 15: Diese Probe wurde nur 0,3 m von Probe 14 entfernt
entnommen.
Lithologie: Hell- bis mittelgraue Mergel.
Plankton: Die leitende Art ist Globotruncana calcarata CUSHM.
(Taf. 1, Bild 13-15).
Betnhos: Auch in dieser Probe tritt Lituola cf. grandis (REUSS)
auf. Die übrigen Sandschaler lassen ebenfalls eine weitgehende Über-
einstimmung mit Gattungen und Arten der Proben 11-14 erkennen.
U. a. wurden Arenobulimina obesa (REUSS) und A. puschi (REUSS)
bestimmt.
Alter: Globotruncana calcarata-Zone des obersten Ober-Cam-
pans.
Proben 16-21: Die Proben wurden in einer oberen Aufschluß-
gruppe gesammelt.
Lithologie: Hell- bis mittelgraue, ziemlich weiche, teilweise etwas
blättrige Mergel, stellenweise mit Kalzitruscheln. Häufig kleine Py-
rit- bzw. Brauneisenbutzen. Inoceramenreste.
Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gler. caliciformis (DE
Lapr.), Gltr. fornicata PLUMMER mit div. ssp., Gltr. linneiana
(D’ORB.), Gltr. obliqua HERM, Gltr. rosetta (CARSEY), Gler. scu-
tilla GANDOLFI, Gltr. stephensoni PESSAGNO, Gltr. stuartiformis
DALBIEZ, Gltr. subspinosa PESSAGNO und Gltr. ventricosiformis
MASLAKOVA.
Benthos: Der Grobrückstand der Probe 21 enthält zahlreiche Ge-
häuse von Lituola sp., deren Gehäusewand zahlreiche feine Quarz-
617
körner in wechselnder Menge einschließt. Daneben wurden jedoch
auch Kleinforaminiferen beim Aufbau der Gehäuse verwendet
(Taf. 4, Bild 3). Es hat hier zweifellos eine Materialauslese stattge-
funden. Neben den Lituolen wurden Inoceramenprismen beobach-
tet.
Die Fauna zeigt starke Anklänge an diejenige der Pinswanger
Schichten (HAGN 1953). Häufige Arten sind Textularia agglutinans
D’ORB., Tritaxia eggeri (CUSHM.), Tritaxia selectiva (HAGN), Tri-
taxılına laeviıgata MARIE, Gavelinella clementiana (D’ORB.), Gave-
linella monterelensis (MARIE), Gavelinopsis involuta (REuss), Cibi-
cides beaumontianus (D’ORB.), Neoflabellina rugosa (D’ORB.) s. |.
und Bolivinoides decoratus (JONES).
Alter: Globotruncana subspinosa-Zone (partim) des Ober-Cam-
pans.
Proben 22-24: Imrechten und linken Grabenast, unterhalb der
neuen Forststraße entnommen. Schlecht aufgeschlossen und ange-
wittert.
Lithologie: Hell- bis mittelgraue, etwas plattige Mergel (Probe 24)
bzw. rötlichgraue bis graurote Kalkmergel und Mergelkalke, tekto-
nisch stark gestört (Proben 22-23). Als lose Blöcke wurden im Bach-
bett graugelblich-rötlich geflammte bzw. dunkelrote, grünlich ge-
fleckte Biomikrite gefunden (Schliffe G 3776-3778a/83). Die Ge-
steine sind stark zerwühlt.
Plankton: Globotruncana coronata BOLLl, Gltr. linneiana
(D’ORB.) und Gltr. pseudolinneiana PESSAGNO. Die Art coronata
zeigt Riesenwuchs. Dicarinella asymetrica (SıGAL) fehlt wohl aus
palökologischen Gründen.
Benthos: Die spärliche Vergesellschaftung setzt sich hauptsächlich
aus Pseudospiroplectinata compressiuscula (CHAPMAN), Vernenilina
muensteri REUSS sowie Gaudryina rugosa D’ORB. und G. carinata
FRANKE zusammen. Die Lagenidae werden vor allem durch Dentali-
nen vertreten.
Alter: Santon.
Bemerkungen: Dieser Horizont der Buntmergelserie entspricht
dem Vorkommen am Diesselbach S Eisenärzt (Lokalität F 3 in HAGN
et al. 1981, S. 244).
Probe 25: Hauptzweig des Südastes, nahe den Ophiolithblök-
ken, oberhalb der neuen Forststraße.
Lithologie: Gelblichgraue, kalkige, verruschelte Mergel.
Plankton: Globigerina linaperta FINLAY und andere Globigeri-
nen-Arten, Acarinina bullbrooki (BOLLI), Globigerinatheka und
Pseudohastigerina micra (COLE). Etwas kleinwüchsig.
Benthos: Außer seltenen Buliminen Fehlanzeige.
Alter: Lutet.
Bemerkungen: Die Eozänfauna ist mit Oberkreide-Foraminiferen
verunreinigt.
Proben 26-27: Weiter bachaufwärts.
Lithologie: Schwarze bis schwärzlichgraue, sandige bis sandreiche
Mergel. Feinglimmerig.
Plankton: Sehr selten kleinwüchsige Globotruncana.
Benthos: Sehr ärmlich. Bathysiphon, Rhizammina, Haplophrag-
moides, Lenticulina, Nodosarıa, Vaginulina, Bulimina, Pseudouvi-
gerina crıstata (MARSSON), Oridorsalis.
Alter: Maastricht, Anklänge an Hachauer Schichten. Möglicher-
weise sind die Kreide-Foraminiferen in Paleozän umgelagert.
Proben 28-32: Weiter bachaufwärts, in einem engen Hangein-
schnitt.
Lithologie: Hellgraue bis gelblichgraue, kalkreiche, teilweise plat-
tige, häufig verruschelte Mergel.
Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), im Übergang zu Glir.
stephensoni PESSAGNO, Gltr. elevata (BROTZEN), Gltr. flexuosa
VAN DER SLUIS, Gltr. fornicata PLUMMER, Gltr. linneiana
(D’ORB.), Gltr. obligua HERM und Gltr. stuartiformis DALBIEZ. Be-
zeichnend ist die Zunahme von Gltr. caliciformis (DE LAPp.) und das
Erscheinen von Gltr. patelliformis GANDOLFI.
Benthos: Tritt stark zurück. Neben Textularıa agglutinans
D’ORB., Gaudryina rugosa D’ORB., Dorothia pupa (REUSS), Trita-
618
xia selectiva (HAGN), Vaginulinopsis trılobata (D’ORB.) und Gave-
linella monterelensis (MARIE) wurden die Gattungen Rhizammına,
Ammodiscus, Psendospiroplectinata, Haplophragmoides, Arenobu-
limina, Lenticulina und Pleurostomella beobachtet.
Alter: Globotruncana subspinosa-Zone. Tieferes Ober-Campan.
Proben 33-37: Weiter bachaufwärts.
Lithologie: Ähnlich den vorhergehenden Proben. Plattige, teil-
weise stückig brechende, häufig verruschelte Kalkmergel. Probe 36a
erwies sich im Dünnschliff (G 3779a/83) als hellgrauer, durch Bio-
turbation zerwühlter Biomikrit mit reichlich pelagischen Foraminife-
ren, darunter Globotruncana elevata (BROTZEN).
Plankton: Globotruncana arca (CUSHM.), Gltr. coronata BOLLI,
Gltr. elevata (BROTZEN) vom Formtyp der Gltr. andorı DE KLasz,
Gltr. fornicata PLUMMER, Gltr. lapparenti (DE LApPp.), Gltr. scutilla
GANDOLFI und Gltr. thalmannı GANDOLFI.
Benthos: Wiederum stark zurücktretend. Die häufigsten Gattun-
gen sind Ammodiscus, Gaudryina, darunter G. laevigata FRANKE,
Dorothia, Tritaxia, Heterostomella, Lenticulina, Dentalina, Eponi-
des, Gavelinella sowie Stensioeina, darunter $. exsculpta (REUSS).
An OÖstracoden wurde die Gattung Baırdia beobachtet.
Alter: Globotruncana elevata-Zone des Unter-Campans.
Bemerkungen: Die Fundschicht entspricht den Mergeln westlich
der Blaserhütte an der neuen Forststraße (LokalitätB 3h in Hacn et
al. 1981, S. 128-129).
Probe 38: Letzte, aufgeschlossene Probe am Hang.
Lithologie: Mittelgrauer, etwas plattiger Mergel.
Plankton: Dicarınella asymetrica (SıGAL), D. concavata (BROT-
ZEN), Globotruncana elevata (BROTZEN), Gltr. coronata BOLLI,
Gltr. lapparenti BROTZEN, Gltr. linneiana (D’ORB.), Gltr. fornicata
manaurensis GANDOLFI sowie Globotruncanella coarctata BOLLI.
Benthos: Die wenigen Gattungen und Arten verteilen sich auf
Gaudryina rugosa D’ORB., Vernemlına, Dorothia pupa (REUSS),
Lenticulina, Dentalina, Frondicularıa, Neoflabellina und Eponides.
Alter: Obere asymetrica-Zone, Ober-Santon.
Probe 40: Südlicher Seitengraben des Nordastes des Moos-Gra-
bens.
Lithologie: Hellgraue, etwas plattige, feinstglimmerige Mergel.
Plankton: Leitende Arten sind Abathomphalus mayaroensıis
(BOLLI) und Racemiguembelina fructicosa (EGGER).
Benthos: Reiches sand- und kalkschaliges Benthos, ähnlich den
Proben 5-9 (vgl. hierzu Hacn et al. 1981, S. 127, Unterlauf des
Moos-Grabens).
Alter: Höheres Maastricht.
Probe 41: Nordast des Moos-Grabens, ca. 25 m oberhalb der
Inoceramen-Fundstelle.
Lithologie: Mittelgraue, teilweise ockergelb verfärbte, kalkige
Mergel.
Plankton, Benthos und Alter entsprechen den Mergeln der Inoce-
ramen-Fundstelle (S. 619f.).
Proben 42-43: In einem kleinen südlichen Seitengraben des
Südastes des Moos-Grabens entnommen.
Lithologie: Schwärzlichgraue, milde, feinstglimmerige Mergel, fa-
ziell an Gerhartsreiter Schichten erinnernd.
Plankton: Etwas zurücktretend, leitende Arten des Mittel-Maa-
strichts.
Benthos: Es sind starke Anklänge an die Fauna der Gerhartsreiter
Schichten erkennbar (vgl. hierzu HAGn et al. 1981, S. 240-241).
Namentlich seien Gaudryina bavarıana CUSHM., Tritaxia cf. eg-
geri (CUSHM.), Bulimina arkadelphiana CUSHM. & PARKER,
Hoeglundina favosoides (EGGER), Gavelinella monterelensis (MA-
RIE), G. pertusa (MARSSON) sowie Angulogavelinella gracilis
(MARSSON) genannt.
Alle Beobachtungen weisen darauf hin, daß der Baustil der
Buntmergelserie südlich des helvetischen Aufbruchs im Be-
reich des Katzenloch-Grabens verhältnismäßig einfach ist.
Wir erkennen einzelne Schuppen, die, obwohl in sich etwas
gestört, zusammenhängende Profile aufweisen. Die Schicht-
folgen liegen invers. Im Bereich der neuen Forststraße tritt
zwischen den Kreideschuppen eine schmale Zone tertiärer
Buntmergelserie auf (Abb. 2).
Der Oberlauf des Moos-Grabens ist damit durch eine
mächtige Schichtfolge von nordultrahelvetischen Ablagerun-
gen ausgezeichnet. Dies steht im Gegensatz zu den im Nor-
den des helvetischen Fensters aufgeschlossenen Vorkommen,
die tektonisch stark reduziert erscheinen und im Unterlauf
des Moos-Grabens sogar mit Helvetikum verschuppt sind
(S. 614).
Bemerkenswert sind ferner die faziellen und faunistischen
Anklänge einzelner Horizonte der Buntmergelserie an
Schichten des Helvetikums. So erinnern die Inoceramen-füh-
renden Mergel des jüngsten Campans und des tieferen Maa-
strichts an Pattenauer Schichten. Auf die Ähnlichkeiten be-
stimmter Schichtglieder mit den Pinswanger bzw. Gerharts-
reiter Schichten wurde weiter oben bereits hingewiesen. Die-
ser Befund läßt darauf schließen, daß die Buntmergelserie des
Moos-Grabens zum nördlichen Teil des Nordultrahelveti-
kums zu rechnen ist.
Ferner zeigt diese Übersicht, daß die Inoceramen-Mergel,
deren Foraminiferen-Fauna Gegenstand dieser Arbeit ist,
einer nördlichen Schuppe des Südrahmens des helvetischen
Fensters zuzuordnen sind. Auf sie wurde bereits von HaGn
(1978, S. 209) und von Hacn et al. (1981, S. 112-115) auf-
merksam gemacht.
2. DIE FORAMINIFEREN DER INOCERAMEN-MERGEL
Die Inoceramen-Mergel sind als mittelgraue, schwach
grünstichige Kalkmergel und Mergelkalke ausgebildet. Sie er-
scheinen häufig stark zerwühlt (Bioturbation) und weisen
zahlreiche dunkle Flecken auf, die manchmal gelblich-rostig
verwittern. Ihre Bankdicken schwanken zwischen 5 und
30 cm. Infolge des wechselnden Tongehalts sind keine schar-
fen Bankgrenzen zu erkennen. Lagenweise treten konkre-
tionsartige Verhärtungen von 1-5 cm Durchmesser auf, die
sich schlierig im Sediment verlieren. Sie stehen meist mit
Im Dünnschliff
(G 3796 a/83) beobachtet man eine Anreicherung von Fora-
miniferen-Gehäusen, Schalenbruchstücken, meist von Inoce-
ramen sowie von Echinodermen-Schutt. In diesen Gesteins-
partien wurde die pelitische Grundmasse durch sekundäre
Kalzitanlagerungen um Biogene (meist Inoceramenprismen)
teilweise verdrängt. Sie erscheint daher feinsparitisch.
Den Inoceramen-Mergeln sind nur sehr vereinzelt winzige
Quarzkörner eingestreut. Gelegentlich trifft man Phospho-
Bohrgängen in enger Verbindung.
ritbröckchen an. Glaukonitkörner sind extrem selten. Pyrit
tritt nicht allzu selten als Imprägnationsmittel auf (Schliff G
3798 2/83).
Als Besonderheit ist noch eine nur wenige mm mächtige
Aufarbeitungslage zu erwähnen, in der Schalenreste von Ino-
ceramen und von Östreiden zusammen mit Mergelkalkge-
röllchen in wirrer Lagerung anzutreffen sind (Schliff
G 3797 9/83).
Die Mächtigkeit der untersuchten Ablagerungen beträgt
nur wenige Meter. Von Bank zu Bank können geringe
Schwankungen in der Verteilung einzelner Foraminiferen-
Gattungen und -Arten beobachtet werden. So sind z. B. die
jüngsten Anteile, die man als ‚„‚Baculiten-Mergel“ bezeichnen
könnte, reicher an Sandschalern als die liegenden Schichten.
In der folgenden Auflistung und Beschreibung der Foramini-
ferenfauna der Inoceramen-Mergel wurden die Unterschiede
nicht berücksichtigt.
2.1 PLANKTON
Die Inoceramen-Mergel lieferten folgende Gattungen und
Arten planktonischer Foraminiferen:
Globotruncana fornicata PLUMMER
Globotruncana patelliformis Ganporrı
Globotruncana contusa (CusHMAN)
Globotruncana trinidadensis GANDoLFI
Globotruncana linneiana (D’ORrs.)
Globotruncana obligua Her“
Globotruncana arca (CusHMAN)
Globotruncana stephensoni PEssaGno
Globotruncana ventricosa WHITE
Globotruncana gagnebini TıLEv
Globotruncana falsostuarti SıGaı
Globotruncana stuartiformis Dausıez
Globotruncana cf. stuarti (DE Larr.)
Globotruncanella havanensis (VOORWIIK)
Rugoglobigerina rugosa (PLumMER)
Rugoglobigerina pennyi BRONNIMANN
Archaeoglobigerina cretacea (D’ORB.)
Globigerinelloides volutus (WHITE)
Pseudotextularia intermedia De Kıasz
Psendotextularıa elegans (RzeHak)
Ventilabrella multicamerata Dr Kıasz
Planoglobulina carseyae (PLumMER)
Planoglobulina acervulinoides (EGGER)
Racemiguembelina textularıformis (WHITE)
Heterohelix striata (EHRENBERG)
Gublerina reniformis (MARıE)
Zu den einzelnen Arten der Gattungen Globotruncana
und Globotruncanella seien noch folgende Bemerkungen
gemacht:
Globotruncana arca (CusHMAN)
(Taf. 1, Bild 21, 22)
1926 Pulvinulina arca. - CUSHMAN, S. 23, Taf. 3, Fig. 1 (Mexico).
1983 Globotruncana arca. — BELLIER, S. 93, Taf. 16, Fig. 7-12 (Tu-
nesien).
619
Diese weltweit auftretende Art ist in den untersuchten Pro-
ben teilweise sehr reich vertreten. Auffallend ist bei den gro-
ßen Formen die hohe Kammerzahl, die im letzten Umgang
neun erreicht, und das breite, leicht zum Umbilicus geneigte
Kielband. Im allgemeinen wird Gltr. arca im Maastricht sel-
tener und tritt nur noch mit kleinen Formen auf. Hier, ım Ul-
trahelvetikum, scheint nochmals ein Optimum der Entwick-
lung zu bestehen; die Stammform mit zwei kräftig ausgebilde-
ten Kielen existierte neben der Abspaltung zu einkieligen
Formen (Gltr. stephensoni, Gltr. orientalis, Gltr. falsostuar-
ti) weiter.
Globotruncana cf. contusa (CusHMAN)
(Taf. 1, Bild 3)
1970 Globotruncana walfischensis. - TODD, S. 153, Taf. 5, Fig. 9
(Südatlantik).
Die Gruppe der Gltr. contusa ist außerordentlich variabel;
dies drückt sich in der Literatur in einer Vielzahl von ver-
wandten Arten und Unterarten aus. Inwieweit es sich hierbei
um phänotypische Variationen oder um geographische Ras-
sen handelt, ist noch unklar. In unseren Proben tritt ein Phä-
notyp auf, der große Ähnlichkeit zu Gltr. walfischensis Topp
1970 zeigt in den globulösen ersten Kammern, den zungen-
förmigen, geschwungenen Kammern des letzten Umganges
und dem Verlust des Kieles auf den beiden letzten Kammern.
Aus den Erfahrungen der durchgehenden Profile der ‚‚Go-
sau‘ (Lattengebirge, HErm 1962) erscheinen diese Formtypen
erst im höheren Teil des Unter-Maastrichts, kurz vor dem Er-
scheinen der Gltr. gansseri.
Globotruncana falsostuarti SıGaL
(Taf. 1, Bild 10-12)
1952 Globotruncana falsostuarti. -SIGAL, S. 43, Abb. 46 (Algerien).
1977 Globotruncana falsostuarti. — LINARES RODRIGUEZ, $. 252,
Taf. 27, Abb. 3 (Südspanien).
1983 Globotruncana falsostuarti. — BELLIER, $. 96, Taf. 17,
Abb. 8-14 (Tunesien).
Diese auffällige, große Art (bis zu 9 Kammern im letzten
Umgang) ist im mediterranen Bereich weitverbreitet (Marok-
ko, Tunesien, Südspanien, Südalpen und Nordalpen). Sie
stellt eine Hauptform in der Übergangsreihe von zweikieligen
Arten der arca-Gruppe zu einkieligen Vertretern dar. So ist
bei den Formen des Unter-Maastrichts auf den ersten Kam-
mern des letzten Umganges ein Doppelkiel ausgebildet. Diese
beiden Kiele konvergieren in der Mitte der jeweiligen Kam-
mer, hierin liegt ein wesentlicher Unterschied zu Gltr. esne-
hensis NaxkaDy bzw. Gltr. stephensoni PrssaGno. Auf den
letzten Kammern verschwindet der Umbilikal-Kiel, und die
Formen werden einkielig. Der Umbilikalraum ist groß, die
Kammern ragen mit Tegilla-artigen Fortsätzen hinein. Die
Mündungen sind intra- bzw. infralaminär. Die in unseren
Proben auftretenden Formen gehören in die Übergangsreihe
von der doppelkieligen Gltr. arca zu Ausbildungen von Glir.
falsostuarti im Ober-Maastricht, die im letzten Umgang voll-
ständig einkielig sind (z. B. Gltr. falsostuarti bei DupEugLE
1969, Taf. 3, Fig. 10a-c, Ober-Maastricht, West-Aquitai-
ne).
620
Die weite Verbreitung, die gute Identifizierbarkeit und das
Einsetzen über der calcarata-Zone favoritisiert diese Art zum
namengebenden Zonen-Fossil für das Unter-Maastricht.
Globotruncana stuartiformis DauBıEz
(Taf. 1, Bild 6, 8, 9)
1955 Globotruncana (Globotruncana) elevata stuartiformis. — DAL-
BIEZ, $. 169, Abb. 10 (Tunesien).
1967 Globotruncana stuartiformis. — PESSAGNO, $. 357, Taf. 92,
Abb. 1-3 (Mexico).
1983 Globotruncanita stnartiformis. — BELLIER, $. 105, Taf. 19,
Fig. 7-12 (Tunesien).
Diese weitverbreitete und langlebige Form entwickelt sich
aus der Gltr. elevata. Sie ist durch die dreieckige Form der
Kammern auf der Dorsalseite charakterisiert. Die Bikonvexi-
tät ıst stark variabel. Ferner zeigt die Kammerzahl und der
Umriß starke Variationen. Im Unter-Maastricht, vor dem
Einsetzen von Gltr. gansseri, entwickelt sich aus Gltr. stuar-
tiformis die Formengruppe der Gltr. stuarti. Der Übergang
ist fließend. Es bilden sich viereckige, trapezförmige Kam-
mern auf der Dorsalseite aus bei geschlossenem Umriß. Diese
trapezförmigen Kammern erscheinen sporadisch im letzten
Umgang, werden aber z. T. wieder durch dreieckige Kam-
mern abgelöst (vgl. Gltr. cf. stuarti, Taf. 1, Bild 7). Ferner
schließen sich die Kammern auf der Ventralseite dicht zu-
sammen bei zunehmender Konvexität. Besonders im oberen
Unter-Maastricht, vor dem Einsetzen der Gltr. gansseri, ist
ein breites Spektrum von Übergangsformen zu beobachten.
Globotruncana trinidadensis GANDOLFI
(Taf. 1, Bild 16-20)
1955 Globotruncana calıcıformis trinıdadensis. - GANDOLFI, $. 47,
Taf. 3, Fig. 2 (Kolumbien).
1967 Globotruncana trinidadensis. — PESSAGNO, S. 359, Taf. 84,
Fig. 4-12 (Mexico, Texas).
1983 Globotruncana cf. trinidadensis. — BELLIER, S. 88, Taf. 15,
Fig. 10-12 (Tunesien).
Diese Form entwickelt sich aus dem Gltr. fornicata-
Stamm. So wurden solche Formen oft als Gltr. caliciformis
abgebildet (siehe Synonymie-Liste bei PEssaGno 1967), wenn
die Dorsalseite stärker gewölbt ist. Typisch ist jedoch das bi-
konvexe Profil, wobei ın unseren Proben Formen mit etwas
stärker gewölbter Umbilikalseite auftreten. In den ersten
Kammern des letzten Umganges sind noch 2 Kiele vorhan-
den, es folgt meist einer, der auf der letzten Kammer ebenfalls
fast verschwinden kann. Frühe Kammern zeigen gerundete,
globigeriniforme Ausbildung.
Bezeichnend ist, daß diese Entwicklungsformen, die in-
nerhalb eines Umganges die Tendenz zur Einkieligkeit zeigen
(wie ın unseren Proben) in der Literatur meist aus falsostuarti
- stuartiformis Vergesellschaftungen vor dem Auftreten von
typischen Gltr. gansseri angegeben werden (PessaGno 1967,
BELLIER 1983).
Globotruncanella havanensis (VOORWIJK)
(Taf 1, Bild 4)
1937 Globotruncana havanensis. — VOORWIJK, S. 195, Taf. 1,
Fig. 25, 26, 29 (Kuba).
1962 Globotruncana citae BOLLI. — HERM, $. 69, Taf. 7, Fig. 1
(Nördliche Kalkalpen).
1983 Globotruncanella havanensis. — BELLIER, $. 117, Taf. 4,
Fig. 4-7 (Tunesien).
Diese kosmopolitische Art setzt im Ultrahelvetikum
ebenso wie im Gosaubecken von Reichenhall (Herm, 1962)
und in Tunesien (BELLIER, 1983) erst über der calcarata-Zone
ein. Die Variation betrifft den mehr oder weniger gelappten
Umriß und die Konvexität der Dorsalseite; ebenso ist die Zu-
spitzung der Peripherie der letzten Kammern und die Ausbil-
dung eines Kieles, der einem imperforierten Band aufgesetzt
wird, unterschiedlich; z. T. kann der Kiel ganz fehlen.
2.2 BENTHOS
Das reiche sand- und kalkschalige Benthos setzt sich aus
folgenden Gattungen und Arten zusammen:
Bathysiphon sp.
Rhizammiına sp.
Saccammina placenta (GrzYBowskI)
Ammodiscus glabratus CusHman & Jarvıs
Glomospira sp.
Trochamminoides coronatus (Brapv)
Haplophragmoides eggeri CusHMAN
Recurvoides sp.
Lituola cf. grandis (Reuss)
Spiroplectammina dentata (ALTH)
Spiroplectammina laevis cretosa CUSHMAN
Textularıa agglutinans D’ORBIGNY
Vernenilina muensteri Reuss
Gaudryina cretacea (KARRER)
Gaudryina fanjasi (Reuss)
Gaudryina rugosa D’ORBIGNY
Dorothia bulletta (CArsEy)
Dorothıa oxycona (Reuss)
Dorothia pupa (Reuss)
Heterostomella foveolata (Marsson)
Plectina ruthenica (Russ)
Tritaxia amorpha (CusHMmAn)
Tyitaxia cf. anglica (CusHMAn)
Tritaxıs eggeri (CuUsHMAN)
Trıtaxıa cf. rivicataractae (v. HiLLEBRANDT)
Tritaxıa tricarinata (Reuss)
Tritaxilina laevigata MARıE
Eggerella trochoides (Reuss)
Lenticulina sp. sp.
Dentalina sp. sp.
Frondicnlaria sp. sp.
Planularia complanata (Reuss)
Neoflabellina reticulata (Reuss)
Neoflabellina numismalis (WEDEKIND)
Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND)
Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND)
Vaginulina cf. taylorana CusHMAN
Praebulimina laevis (BEısseL)
Reussella szajnochae (GRZYBOWsKI)
Bolivina incrassata Reuss
Bolivina limbosa (CusHMAN)
Bolivinoides draco draco (MaArsson)
Bolivinoides draco miliaris HıLTErMmANN & KocH
Psendouvigerina cristata (MaRssoN)
Pleurostomella subnodosa Reuss
Eponides beisseli SCHIJFSMA
Gyroidinoides umbilicatus (D’ORrs.)
Valvulineria allomorphinoides (Reuss)
Osangularıa lens BROTZEN
Stensioeina labyrinthica CusHMan & DoRrsEY
Gavelinella monterelensis (MARıE)
Gavelinella pertusa (Marsson)
Gavelinella rubiginosa (CUSHMAN)
Gavelinella sp.
Angulogavelinella gracilis (Marsson)
Gavelinopsis involuta (REuss)
Gavelinopsis voltziana (D’ORB.)
Globorotalites cf. rosaceus MARTIN
Cibicides beaumontianus (D’ORB.)
Pullenia cretacea CusHMAN
Allomorphina cretacea Reuss
Daneben wurden noch Arten der Gattungen Nodosaria,
Marginulina, Saracenaria, Astacolus, Psendonodosaria, Fal-
sopalmula, Guttulina, Ramulina, Fissurina u. a. beobachtet.
Ferner wurden Kleinbrachiopoden, Inoceramen-Prismen,
die Ostracoden-Gattungen Cytherella, Bairdia, Krithe und
Phacorhabdotus sowie Koprolithen angetroffen.
Zu einzelnen Gattungen und Arten seien folgende Bemer-
kungen gemacht:
Spiroplectammina dentata (Auth)
(Taf. 2, Bild 1)
1850 Textularia dentata ALTH. — ALTH, S. 262, Taf. 13, Fig. 13
(Lemberg).
1980 Spiroplectammina dentata (ALTH, 1850). — SCHREIBER, S. 131,
Taf. 2, Fig. 11 (Krappfeld).
1982 Spiroplectammina dentata (ALTH). — BECKMANN etal.,S. 113,
Taf. 4, Fig. 14 (Bergamo).
Die flachen, an der Peripherie gezackten Gehäuse dieser
Art wurden auch im Oberen Maastricht und im Dan (Bunt-
mergelserie) des Unterlaufs des Moos-Grabens gefunden
(Hacn et al. 1981, S. 125, 127).
Textularıa agglutinans D’ORBIGNY
(Taf. 2, Bild 2)
1839 Textularia agglutinans D’ORBIGNY.—D’ORBIGNY, S. 144, Taf.
1, Fig. 17-18, 32-34 (Kuba).
1953 Textularıa agglutinans D’ORBIGNY, 1839. — Hacn, S. 10-11,
Taf. 1, Fig. 6-7 (Bayer. Helvetikum).
Die Art ist in der europäischen Oberkreide (u. a. Nord-
und Mitteldeutschland, Holland, Pariser Becken) weitver-
breitet. Die vorliegenden Gehäuse stimmen sowohl mit der
Erstbeschreibung als auch mit Exemplaren aus den Pinswan-
ger Schichten (Unteres Obercampan) des bayerischen Helve-
tikums gut überein. Die stattliche Art ist durch fast horizontal
verlaufende Nähte ausgezeichnet.
Gandryina faujasi (Russ)
(Taf. 2, Bild 3)
1862 Textilaria fanjasi REUSS. — REUSS, S. 320, Taf. 3, Fig. 9 (Maa-
stricht).
1937 Gaudryina fanjasi (REUSS). — CUSHMAN, S.39, Taf. 5,
Fig. 17-20; Taf. 6, Fig. 1,2 (Maastricht, Hannover, New Jer-
sey, Texas).
Ein Teil der verhältnismäßig seltenen Gaudryinen der Ino-
ceramen-Mergel läßt sich am ehesten mit G. fanjasi identifi-
zieren. Die beiden nächstverwandten Arten sind G. rugosa
D’OrB. und G. cretacea (KARrRER). Erstere erscheint im er-
wachsenen Stadium schlanker und besitzt einen ausgeprägte-
ren triserialen, dreikantigen Anfangsteil. Die letztgenannte
Art wirkt hingegen etwas plumper und weist stärker zerlappte
Gehäusekanten auf.
Heterostomella foveolata (Marsson)
(Taf. 2, Bild 4)
1878 Tritaxia foveolata MARSSON. — MARSSON, $. 161, Taf. 3,
Fig. 30 (Rügen).
1980 Heterostomella foveolata (MARSSON, 1878). — SCHREIBER,
S. 136, Taf. 3, Fig. 7, 8 (Krappfeld).
Die nächstverwandte Art ıst A. rugosa (D’Ore.) aus der
Weißen Schreibkreide des Pariser Beckens, die aber eine stär-
ker zerklüftete Oberfläche aufweist. FH. foveolata ist im
Maastricht des bayerischen Helvetikums und Nordultrahel-
vetikums allenthalben anzutreffen.
Tritaxia cf. anglica (CusHMman)
(Taf. 2, Bild 6; Taf. 3, Bild 1, 2; Taf. 4, Bild 5)
In den hangenden Partien der Inoceramen-Mergel (,‚Bacu-
liten-Mergel“) tritt sehr häufig eine stattliche Art der Gattung
Tritaxia (früher Psendoclavulina) auf, deren Gehäuse häufig
2,5 mm und darüber messen. Auf das dreieckige Initialsta-
dium folgt ein Kammerpaar, das durch bis zu 6 uniseriale
Kammern abgelöst wird. Die Nähte sind im jüngsten Wachs-
tumsabschnitt mäßig tief bis tief eingesenkt. Die Oberfläche
erscheint grob agglutiniert, da die Gehäusewand zahlreiche
Kleinforaminiferen einschließt (Taf. 4, Bild 5). Das Dach der
uniserialen Kammern ist nur schwach nach oben gewölbt
(Taf. 3, Bild 1, 2). Die Mündung ist einfach, meist kreisrund,
seltener verlängert und schwach gelappt, aber ohne Zahn.
Die vorliegenden Gehäuse lassen sich am ehesten mit Trz-
taxıa anglıca (CusHMAN) aus dem nordeuropäischen Alttertiär
vergleichen (Cusuman 1937, S$.111-112, Taf. 15,
Fig. 26, 27). Eine artliche Übereinstimmung scheint jedoch
noch nicht gesichert. Die Gehäuse aus dem Moos-Graben
zeigen ferner eine gewisse Ähnlichkeit mit Tritaxia eggeri
SCHREIBER (non CusHMAN) aus dem Unter-Maastricht von
Kärnten (SCHREIBER 1980, S. 136-137, Taf. 5, Fig. 1-3), doch
verlaufen ihre Nähte regelmäßiger, auch ist die Zahl der uni-
serialen Kammern größer.
Tritaxia eggeri SCHREIBER ist übrigens mit Tritaxıa eggeri
(CusHMAn) homonym, jedoch nicht synonym (vgl. die nach-
folgende Beschreibung). Der neue Name ist demnach nicht
valid.
Tritaxıa eggeri (CUSHMAN)
(Taf. 2, Bild 7, 8; Taf. 3, Bild 3, 4)
1937 Pseudoclavulina eggeri CUSHMAN. — CUSHMAN, S. 111,
Taf. 15, Fig. 22-25 (Gerhartsreit).
1980 Tritaxıa tripleura (REUSS, 1864). — SCHREIBER, $. 136, Taf. 3,
Fig. 4-6; Taf. 5, Fig. 4-5 (Kärnten).
Eine zweite Art der Gattung Trıtaxıa (olım Pseudoclavuli-
na) erscheint zierlicher (Länge bis maximal 2 mm) und feiner
agglutiniert. Der dreikantige Umriß des Anfangsstadiums
kann zunächst noch auf die einzeilig angeordneten Kammern
übergreifen, verliert sich dann aber. Die jüngsten Kammern
sind drehrund, ihre Nähte tief eingesenkt. Die jüngsten
Kammern erscheinen manchmal deformiert (Taf. 2, Bild 7).
Das Dach der uniserialen Kammern ist steil nach oben gebo-
gen (Taf. 3, Bild 3). Die Gehäusewand enthält vereinzelt
Quarzkörner (Taf. 3, Bild 4), ein Mineral, das dem ehemali-
gen Kalkschlamm nur sehr vereinzelt eingestreut ist (S. 618).
Tritaxia eggeri, die nicht mit der homonymen T. eggeri bei
SCHREIBER (1980, S. 136-137, Taf. 5, Fig. 1-3) verwechselt
werden darf, wurde zuerst aus den Gerhartsreiter Schichten
(Mittel-Maastricht) des Gerhartsreiter Grabens SE Siegsdorf
beschrieben. Die Art ist auch in den Pattenauer Schichten
(Unter-Maastricht) des Wehrprofils S Siegsdorf anzutreffen
(Hacn et al. 1981, S. 234), Ablagerungen, die den Inocera-
men-Mergeln des Moos-Grabens faziell weitgehend entspre-
chen.
Trıtaxia amorpha (CusHMAN)
(Taf. 2, Bild 9)
1926 Clavulina amorpha CUSHMAN. — CUSHMAN, $. 589, Taf. 17,
Fig. 3 (Mexiko).
1937 Pseudoclavulina amorpha (CUSHMAN). — CUSHMAN, $. 109,
Taf. 15, Fig. 14, 15 (Mexiko).
?1953 Clavulinoides selectiva HAGN. - HAGN, S. 17, Taf. 1, Fig. 21
(Bayer. Helvetikum).
1982 Tritaxia amorpha (CUSHMAN). — BECKMANN et al., S. 113,
Taf. 4, Fig. 22 (Bergamo).
Tritaxia amorpha ist eine plumpe, gedrungene, wenig ge-
gliederte Art mit stark gerundeten Gehäusekanten. Die Zahl
der uniserialen Kammern ist gering. Ihr Erscheinungsbild un-
terscheidet sich daher von dem anderer Tritaxia- Arten in we-
sentlichen Zügen.
Tritaxia selectiva (Hacn) aus den Pinswanger Schichten
(Unteres Obercampan) des Helvetikums von Neubeuern am
Inn ist mit 7. amorpha zweifellos sehr nahe verwandt. Mög-
licherweise kann das kleine Mündungshälschen bei 7. selec-
tiva gegenüber T. amorpha als Unterscheidungsmerkmal
dienen. Es wäre ferner zu prüfen, ob auch die amerikanische
Art ähnlich der bayerischen Spezies auffallendes Fremdmate-
rial in die Gehäusewand einbringt. Bis zur Entscheidung die-
ser Frage sei der ältere Artnamen bevorzugt.
Tritaxien, die in die amorpha/selectiva-Gruppe gehören,
sind in der Buntmergelserie des Moos-Grabens nicht selten
(S- 616#.). Bei der Beschreibung der einzelnen Schichtglieder
wurde noch die Bezeichnung T. selectiva verwendet.
Dorothia pupa (Reuss)
(Taf. 2, Bild 11)
1860 Textilarıa pupa REUSS. — REusS, S. 232, Taf. 13, Fig. 4 (West-
falen).
1953 Dorothia pupa (REUSS), 1860. — Hacn, $.25, Taf. 2,
Fig. 19-22 (Bayer. Helvetikum).
1980 Dorothia pupa (REUSS, 1860). — SCHREIBER, $. 138-140,
Taf. 3, Fig. 9-14 (Kärnten).
Bezüglich dieser Art sei auf die ausführliche Darstellung bei
SCHREIBER (1980) verwiesen.
Plectina ruthenica (Russ)
(Taf. 2, Bild 5)
1851 Gaudryina ruthenica REUSS. — REUss, $. 25, Taf. 4, Fig. 4
(Lemberg).
1937 Plectina ruthenica (REUSS). - CUSHMAN (A Monograph of the
Foraminiferal Family Valvulinidae), S. 105, Taf. 11,
Bild 10-14 (Lemberg, Rügen, Aachen).
Diese schlanke Art mit ihrer nahezu scheitelständigen
Mündung ist im Maastricht des bayerischen Alpenvorlandes
ziemlich häufig anzutreffen.
Trıtaxilina laevigata MARIE
(Taf. 2, Bild 10)
1941 Tritaxılina laevigata MARIE. — MARIE, 5.40, Taf. 8,
Fig. 79-81 (Pariser Becken).
1953 Tritaxılına laevigata MARIE. — HAGnN, $. 27-28, Taf. 2,
Fig. 17; Textabb. 4 (Bayer. Helvetikum).
Die vorliegenden Gehäuse stimmen in allen Einzelheiten
mit Exemplaren aus den Pinswanger Schichten (Unteres
Obercampan) von Pinswang bei Neubeuern am Inn überein.
Dünnschliffe zweier Gehäuse (hier nicht abgebildet) zeigen
ebenfalls eine ziemlich dicke, für die Gattung Tritaxılina cha-
rakteristische Gehäusewand sowie Reste einer inneren Chi-
tinhülle.
Neoflabellina reticulata (REuss)
(Taf. 2, Bild 12)
1851 Flabellina reticnlata REUSS. — REUSS, $. 30, Taf. 2, Fig. 22
(Lemberg).
1940 Flabellina reticulata REUSS. - WEDEKIND, $. 201-202, Taf. 11,
Fig. 1-3 (Lemberg).
Diese an ihrer feinen Netzskulptur leicht erkennbare Leit-
art für das Maastricht kommt in den vorliegenden Proben nur
sehr selten vor. Der Umriß der Gehäuse entspricht weitge-
hend dem von N. rugosa leptodisca (WEDEKIND), die Spira ist
vom erwachsenen Teil etwas abgesetzt, die Seitenränder sind
breit geschwungen.
Neoflabellina numismalis (WEDEKIND)
(Taf. 2, Bild 13)
1940 Flabellina numismalis \WEDEKIND. — WEDEKIND, $. 200,
Taf. 9, Fig. 1-3; Taf. 11, Fig. 8-9 (Norddeutschland).
1980 Neoflabellina sp. aff. N. numismalis (WEDEKIND) VAN HIN-
TE. — SCHREIBER, Taf. 1, Fig. 8 (Krappfeld).
Gehäuse breit gerundet. Die Spira wird von den Ausläufern
der reitenden Kammern weitgehend umfaßt. Mündungsbö-
gen und -zinken vorhanden, diejenigen der jüngeren Kam-
mern zunehmend komplizierter. Oberfläche papillat.
Auch diese Art ist im vorliegenden Material äußerst selten.
Es ist daher nicht möglich, ihre Variationsbreite zu erfassen.
Neoflabellinen treten im Ultrahelvetikum sehr stark zurück.
OHnmerT (1969, S. 21) führte diese Beobachtung auf die große
Ablagerungstiefe zurück. Das Genus Neoflabellina bevor-
zugte vielmehr flache, küstennahe Ablagerungsräume.
Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND)
(Taf. 2, Bild 14)
1940 Flabellina leptodisca WEDEKIND. - WEDEKIND, $. 200, Taf. 9,
Fig. 11-15 (Norddeutschland).
1957 Neoflabellina rugosa (D’ORBIGNY) leptodisca (WEDEKIND). —
HILTERMANN & Koch, S. 278-279, Taf. 7, 10, 11, 14;
Fig. 1-9, 28-32, 36, 41, 42 (Norddeutschland).
Gehäuse dünnscheibig, breit deltoidal, die größte Breite ist
gegenüber N. numismalis mehr zum jüngeren Teil hin verla-
gert. Die Spira erscheint stärker abgesetzt. Mündungsfiguren
kompliziert. Die Oberfläche ist mit Warzen und mit einzel-
nen Leisten verziert.
WEDERIND (1940) schuf als erster eine Feinstratigraphie der
nordwestdeutschen Oberkreide mit Hilfe von Neoflabelli-
nen. Die meisten seiner zahlreichen neuen Arten sind mit
N. rugosa (D’Ors.) aus dem Campan des Pariser Beckens
sehr nahe verwandt. HıLtErmann & Koch (1957, S. 274 usf.)
schlugen daher vor, einige davon als Subspezies von N. ru-
gosa zu behandeln (vgl. hierzu Hacn 1953, S. 57 usf.).
Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND)
(Taf. 2, Bild 15, 16)
Zwei kleinere, schlankere Gehäuse der Gattung Neoflabel-
lina können nur mit Vorbehalt zu N. rugosa caesata gestellt
werden (vgl. hierzu WepekınD 1940, S. 199, Taf. 9, Fig. 8;
HiLTERMANN & Koch 1957, S. 280-281, Taf. 8, 10, 11, 14;
Fig. 10-18, 28, 29, 33-35, 39, 40). Möglicherweise liegen
auch Jugendformen vor.
Vaginulina cf. taylorana CusHMAN
(Taf. 2, Bild 17)
1953 Vagınulına cf. taylorana CUSHMAN, 1938. — Hacn, S. 53-54,
Taf. 5, Fig. 15 (Bayer. Helvetikum).
Die Gehäuse aus dem Moos-Graben stimmen mit Exem-
plaren aus den Pinswanger Schichten (Unteres Obercampan)
von Neubeuern am Inn gut überein. Die aus der Taylor For-
mation von Texas stammende Art (Cusuman 1938, S. 36,
Taf. 5, Fig. 19) wird von SCHREIBER (1980, S. 167) mit Vagi-
nulina trılobata (D’Ors.) aus dem Campan des Pariser Bek-
kens vereinigt. Dieser stark erweiterten Artfassung vermögen
sich die Verfasser nicht anzuschließen.
Praebulimina laevis (Beısseı)
(Taf. 2, Bild 18)
1891 Bulimina laevis BEISSEL. — BEISSEL, S. 66, Taf. 12, Fig. 3943
(Aachen).
1980 Praebulimina laevıs (BEISSEL, 1891). — SCHREIBER, $. 172-173,
Taf. 13, Fig. 9 (Kärnten).
Eine stark geblähte, glattwandige Art, die im Maastricht
des bayerischen Alpenvorlandes weit verbreitet ist.
Bolivina incrassata Reuss
(Taf. 2, Bild 19; Taf. 3, Bild 5-12)
1850 Bolivina incrassata REUSS. — REuss, $. 45, Taf. 5, Fig. 13
(Lemberg).
1956 Bolivina incrassata gigantea WWICHER. — WICHER, S. 120,
Taf. 12, Fig. 2, 3 (Nordwestdeutschland).
1980 Bolivina incrassata REUSS, 1850. — SCHREIBER, $. 174-175,
Taf. 13, Fig. 14, 15 (Kärnten).
Die für das Maastricht bezeichnenden großen und breiten
Gehäuse treten in den vorliegenden Vergesellschaftungen in
großer Individuenzahl auf. Nach WicHer (1956, S. 120)
'müßte man sie als B. incrassata gigantea bezeichnen (vgl.
hierzu die Diskussion bei SCHREIBER 1980, S. 175).
Medianschnitte einiger Gehäuse weisen auf das Vorliegen
verschiedener Generationsformen hin. Das in Bild 11 auf
Taf. 3 abgebildete Gehäuse entspricht wohl der mikrosphäri-
schen Generation, während der normalen megalosphärischen
Generation (A,) die Gehäuse 5, 7, 8, 9, 10 und 12 angehören.
Das verhältnismäßig kleine Gehäuse mit besonders großer
Anfangskammer (,,‚Gigantosphäre‘“‘) in Bild 6 derselben Tafel
kann als A,-Generation gedeutet werden (vgl. hierzu SCHREI-
BER 1980, S. 175). Innerhalb der megalosphärischen Genera-
tion scheint das Längen/Breiten-Verhältnis stark zu schwan-
ken.
Ferner zeigen die Dünnschliffe, daß die Kammerscheide-
wände einzelner Gehäuse mehr oder weniger vollständig auf-
gelöst wurden (Taf. 3, Bild 8, 9, 11 und 12). Die dadurch ge-
schaffenen Hohlräume sind mit Mikrit bzw. Mikrosparit aus-
gefüllt.
Bolivinoides draco miliaris HıLTErRMANN & Koch
(Taf. 2, Bild 20)
1950 Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. — HILTER-
MANN & Koch, $. 604 usf., Taf. 24, Nr. 39; Taf. 5, Nr. 39
(Nordwestdeutschland).
1980 Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. — SCHREI-
BER, Taf. 1, Fig. 10 (Kärnten).
Neben B. draco draco (Marsson) kommt im vorliegenden
Material auch die durch ihre in einzelne Körner aufgelösten
Rippen gekennzeichnete Unterart miliaris vor. Sie reicht im
Alpenvorland nur bis in das tiefe Maastricht.
Reussella szajnochae (GrzYBowsKI)
(Taf. 2, Bild 21)
1896 Vernenilina Szajnochae GRZYBOWSKI. — GRZYBOWSKI, $. 287,
Taf. 9, Fig. 19 (Polnische Karpaten).
1954 Reussella szajnochae szajnochae (GRZYBOWSKI). - DE KLASZ &
KNIPSCHEER, $. 600-601, Tab., Fig. 4-7 (Bayer. Ultrahelveti-
kum).
624
1956 Reussella szajnochae szajnochae (GRZYBOWSKI). — WICHER,
Taf. 12, Fıg. 1 (Gosaubecken von Gams).
1980 Reussella szajnochae (GRZYBOWSKI, 1896). — SCHREIBER,
S. 178-179, Taf. 13, Fıg. 5, 7, 8 (Kärnten).
Diese-charakteristische Art kommt im Unter-Maastricht
nur in wenigen Exemplaren vor. Das abgebildete Gehäuse
stellt eine Jugendform dar. Großwüchsige Gehäuse dieser
Spezies treten im Oberen Maastricht des Unterlaufs des
Moos-Grabens häufig auf (Hacn et al. 1981, S. 127-128).
Reussella szajnochae scheint im Alpenvorland auf das Ultra-
helvetikum beschränkt zu sein. Ihr wurde von DE Kıasz &
KnipscHEER (1954) eine eigene Studie gewidmet.
3. FOLGERUNGEN
3.1 BIOSTRATIGRAPHIE
Die Analyse der planktonischen Foraminiferen ergab
eine Einstufung in das obere Unter-Maastricht, und zwar in
die gagnebini-Subzone innerhalb der falsostuarti-Zone (ent-
sprechend der Gliederung von BEıLLıer 1983, BELLIER et al.
1983).
Der gesamte Aufschluß der Inoceramen-Mergel zeigt trotz
gewisser Schwankungen in der Diversität der Arten von Bank
zu Bank keinerlei faßbaren Altersunterschied.
Als Vergleich für die stratigraphische Einstufung wurden
vollständige Profile aus den Nördlichen Kalkalpen (Gosau),
aus Nordspanien (Zumaya), von Südspanien (Malaga) und
Nordafrika (Tunesien, El Kef) herangezogen.
Die Untergliederung des Unter-Maastrichts im Intervall
nach dem Erlöschen der Gltr. calcarata und vor dem Einset-
zen der Gltr. gansseri bereitete Schwierigkeiten, da in einigen
Artenreihen morphogenetische fließende Übergänge statt-
fanden und scharf zu definierende, neu einsetzende Arten
fehlen. Es wurden daher in der Literatur Intervall-Zonen auf-
gestellt (‚‚partial concurrent range zones‘), die nach meist
langlebigen Arten benannt wurden. Als Beispiele hierfür
seien die Gltr. lapparenti tricarinata-Zone (BoıLLı 1966), die
Gltr. fornicata-stuartiformis assemblage-Zone mit Gltr. lap-
parenti s. str. sowie die Rugoglobigerina subpennyi-Zonula
(PessaGno 1967), die Gltr. stuartiformis-Zone (PostumA
1971) und die Gltr. arca-Zone (Daısıez 1955; Kassas 1973)
angeführt.
Die Verwendung von Rugoglobigerinen und Globigerinel-
loides (wie Peryr, 1980, im borealen Bereich) trifft wegen des
regional stark unterschiedlichen Auftretens dieser Gattungen
auf Schwierigkeiten.
Gltr. falsostuarti wurde als Intervall-Zonenfossil zuerst
von Sara] & SamueL (1966) in den Karpaten verwendet. Diese
Zone wurde in Tunesien weiter präzisiert (SaLAJ & MAAMOURI
1971, Sara] 1980, BELLIER 1983). Eine Untergliederung in eine
tiefere Rugotruncana subcircumnodifer-Subzone (folgend
PEssaGno 1967 und LinAarEs RODRIGUEZ 1977) und ın eine hö-
here Globotruncana gagnebini-Subzone wurde von BELLIER
et al. (1983) vorgeschlagen. Die Einführung einer Gltr. ga-
gnebini-Subzone erscheint gerechtfertigt, da auch außerhalb
Tunesiens Gltr. gagnebini vor Gltr. gansseri einsetzt (HERM
1962, Nördliche Kalkalpen).
Bei den Globotruncanidae setzt sich im Unter-Maastricht
die fließende Veränderung von der Zweikieligkeit zur Einkie-
ligkeit fort, so in den Reihen:
stuartiformis — stuarti und conica,
arca — stephensoni — falsostnarti,
ventricosa — gagnebini — gansseri.
So zeigen viele Individuen im letzten Umgang sowohl
zweikielige als auch einkielige Kammern. Das Unter-Maa-
stricht ist eine Überlappungszone von
stuartiformis und stuarti,
caliciformis und contusa,
patelhiformis und contusa,
ventricosa und gagnebini.
Als auslaufende Endformen von Entwicklungsreihen tre-
ten auf:
arca — stephensoni sowie
ventricosa — ventricosiformis.
Im oberen Teil des Unter-Maastrichts setzt eine starke Ar-
tenaufspaltung bei den Rugoglobigerinen ein, meist aus der
Stammform Rugoglobigerina rugosa; die neu auftretenden
Arten dienen dann zur Charakterisierung des mittleren und
oberen Maastrichts.
Die hier behandelten Inoceramen-Mergel liegen zeitlich
vor dieser Spezifikation.
Die Entwicklungsreihen der Heteroheliciden sind nur be-
dingt zur stratigraphischen Unterteilung zu verwenden, es
fehlen noch ausreichende Eichungen an kompletten Profilse-
rien.
Als typische Arten des Unter-Maastrichts sind vorhanden:
Planoglobulina acervulinoides, Planoglobulina carseyae,
Psendotextularia elegans und Racemignembelina textulari-
formis. Es fehlen jedoch noch die für das mittlere und obere
Maastricht typischen Formen Racemiguemgelina varians
und Rac. fructicosa.
Die benthonischen Foraminiferen weisen ebenfalls auf
Unter-Maastricht hin. Die vorliegende Fauna zeigt eine weit-
gehende Übereinstimmung mit dem sand- und kalkschaligen
Benthos der Pemberger Folge von Klein-Sankt Paul im
Krappfeld (Kärnten), die ebenfalls in das Unter-Maastricht
eingestuft wurde (SCHREIBER 1980; vgl. hierzu Hacn et al.
1981, S. 113-114).
Die an der Inoceramen-Fundstelle gesammelten Rostren
von Belemnella und Belemnitella wurden von SCHULZ &
ScHMm (1983, dieses Heft) bearbeitet. Demnach sind die Ino-
ceramen-Mergel in die untere bis mittlere Belemnella sumen-
sis-Zone der nordwestdeutschen Schreibkreidegliederung zu
stellen.
Das Nannoplankton erfuhr durch CEPEK (1983, dieses
Heft) eine eingehende Darstellung. Die Fundschichten gehö-
ren der Arkhangelskiella cymbiformis-Zone an (vgl. hierzu
Marrını in Hacn et al. 1981, S. 114).
Die wenigen Echinodermen-Funde derselben Fund-
stelle fanden in Schurz (1983, dieses Heft) ihren Bearbeiter.
Die Seelilien und Seeigel zeigen enge Beziehungen zum Maa-
stricht Nordafrikas und des Kaukasus.
Die ebenfalls geborgenen Ammoniten erlauben infolge
ihres schlechten Erhaltungszustandes keine artliche Bestim-
mung. Herr Dr. H. Immer, München, dem wir die Bestim-
mungen verdanken, konnte die Gattungen Hauericeras, Pa-
chydiscus und Baculites nachweisen. Die genannten Genera
sind im Unter-Maastricht weit verbreitet.
Die reiche Inoceramenfauna ist bis jetzt noch nicht be-
arbeitet.
Zusammenfassend können die Inoceramen-Mergel daher
in den tieferen Teil des oberen Unter-Maastrichts eingestuft
werden.
Abschließend sei noch betont, daß die gleichzeitige Bear-
beitung verschiedener Tier- und Pflanzengruppen einen
Brückenschlag zwischen der borealen Belemniten-Gliede-
rung und der Plankton-Zonierung der mediterranen Tethys
erlaubt. Es schien daher berechtigt, einem fossilreichen
Schichtglied der nordultrahelvetischen Buntmergelserie im
vorliegenden Kreideband einen gebührenden Platz einzu-
räumen.
3.2 PALÄOZOOGEOGRAPHIE
UND PALÖKOLOGIE
Die planktonischen Foraminiferen zeigen, besonders bei
den Globotruncaniden, eine große Artenvielfalt. Kosmopoli-
tische Spezies herrschen vor. In Diversität, Artenzusammen-
setzung und in der relativen Artendominanz (Verhältnis der
625
Individuenzahl der einzelnen Arten zueinander) entspricht
die Vergesellschaftung des Moos-Grabens den Faunenbildern
der zentralen Tethysbereiche, wie sie aus den Nördlichen
Kalkalpen (Gosau), den Südalpen, dem Kaukasus, aus Süd-
spanien (Betische Kordillere) und von Nordafrika (Marokko,
Tunesien) bekannt sind.
Die vorliegende Foraminiferen-Fauna weist ein mittleres
Plankton/Benthos-Verhältnis von 87:13 auf. Geringfügige
Schwankungen von Bank zu Bank sind zu vernachlässigen.
Nach den bisherigen Erfahrungen bedeutet dies eine relative
„Ozeanität“, d. h. der Ablagerungsbereich gehörte einem
offenen Ozean (Zentraltethys) an. Das Plankton/Benthos-
Verhältnis liegt unter der 97%-Planktonrate, die allgemein
einer Wassertiefe von ca. 1000 m gleichzusetzen ist. Die Do-
minanz der Kalkschaler insgesamt und die hohe Diversität al-
ler Foraminiferen-Gruppen sprechen für eine Ablagerung der
Inoceramen-Mergel im Epibathyal mit einer Wassertiefe von
ca. 400-800 m.
Diese verhältnismäßig geringe Wassertiefe kann als Anstieg
zum mesoeuropäischen Schelf im Norden (Helvetikum) ge-
deutet werden. Es wurde bereits erwähnt, daß einzelne
Schichtglieder der Buntmergelserie fazielle und faunistische
Anklänge an Ablagerungen der helvetischen Zone aufweisen
(S. 618). Die Inoceramen-Mergel gehören demnach dem
nördlichen Teil des Nordultrahelvetikums an.
DANKSAGUNG
Die Verfasser sind folgenden Herren für die sorgfältige
Durchführung technischer Arbeiten zu großem Dank ver-
pflichtet: G. Fuchs (Dünnschliffe), K. Dossow (Zeichnun-
gen), F. Höck (Aufnahmen am Panphot und Abzüge) und
Frau R. Liesreich (Aufnahmen am Stereoscan).
4. SCHRIFTENVERZEICHNIS
BARR, F. T. (1968): Late Cretaceous planktonic foraminifera from
the coastal area of Susa (Apollonia), northeastern Libya. - J.
Paleont., 42 (2): 308-321, 5 Abb., Taf. 3740; Tulsa.
BECKMANN, ].-P., BOLLI, H. M., KLEBOTH, P. & PROTO DECIMA,
F. (1982): Micropaleontology and Biostratigraphy of the
Campanian to Paleocene of the Monte Giglio, Bergamo Pro-
vince, Italy. — Mem. Sci. Geol., 35: 91-172, 16 Abb.,
Taf. 1-15; Padua.
BELLIER, J.-P. (1983): Foraminiferes planctoniques du Cretace de
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phica Abt. A, 112: 59-132, 1 Abb., Taf. 6-10, 2 Beil. ; Stutt-
gart.
Tafel 1
Planktonische Foraminiferen aus den Inoceramen-Mergeln.
Alle Arten aus dem oberen Unter-Maastricht der Inoceramen-Fundstelle, außer Bild 13-15 aus Probe 15
(oberstes Ober-Campan) des Moos-Grabens (Oberlauf).
Bild 1.
Bild
Bild
Bild 5.
Bild 6.
Bild 7.
Bild 8.
Bild 9.
Bild 10.
Bild 11.
Bild 12.
Bild 13.
Bild 14.
Bild 15.
Bild 16.
Bild 17.
Bild 18.
Bild 19.
Bild 20.
2,
Bild 3.
4
Globotruncana gagnebini TıLEv; Dorsalansicht, Prot. 3509, x 90.
Globotruncana gagnebini TILEV; Seitenansicht, Prot. 3510, X 135.
Globotruncana cf. contusa (CUSHM.); Seitenansicht, Prot. 3511, X 100 (S. 619).
Globotruncanella havanensis (VOORWIJK); Seitenansicht auf die letzte Kammer, Prot. 3512,
x130 ($. 620).
Globotruncana obliqua HERM; Seitenansicht, Prot. 3513, X 80.
Globotruncana stnartiformis DALBIEZ; Dorsalansicht, Prot. 3514, X65. (S. 620).
Globotruncana cf. stuarti (DE LaPP.); Dorsalansicht, Prot. 3515, X45. Beachte den zuneh-
mend geschlossenen Umriß und die trapezförmige vorletzte Kammer; es handelt sich um eine
Übergangsform von Gltr. stuartiformis (S. 620).
Globotruncana stuartiformis DALBIEZ; Ventralansicht, Prot. 3516, X55 (S. 620).
Globotruncana stuartiformis DALBIEZ; Lateralansicht, Prot. 3517, X95. Beachte Wölbung der
Ventralseite bis 45 Grad.
Globotruncana falsostuarti SIGAL; Lateralansicht, Prot 3518, X85 (S. 619).
Globotruncana falsostuarti SIGAL; Ventralansicht, Prot. 3519, X65 (S. 619).
Globotruncana falsostnarti SIGAL; Dorsalansicht, Prot. 3520, X65 (S. 619).
Globotruncana calcarata CUSHM.; Lateralansicht, Prot. 3521, X90, Moos-Graben Probe 15.
Globotruncana calcarata CuUSHM.; Dorsalansicht, Prot. 3522, X70, Moos-Graben Probe 15.
Globotruncana calcarata CUSHM.; Ventralansicht, Prot. 3523, X65, Moos-Graben Probe 15.
Globotruncana cf. trinidadensis GANDOLFI; Dorsalansicht, Prot. 3524, X75. Kammern lobat,
nur schwach dorsal gewölbt.
Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Dorsalansicht, Prot. 3525, X70. Kammern typisch
gewölbt, stark bepustelt (S. 620).
Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Ventralansicht, Prot. 3526, X70 (S. 620).
Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Lateralansicht auf dıe letzte Kammer, Prot. 3527,
x 85. Beachte zwei enge Kiele auf den ersten Kammern des letzten Umganges und nur einen Kiel
auf der letzten Kammer (S. 620).
Globotruncana trinidadensis GANDOLFI; Lateralansicht, Prot. 3528, X95. Beachte geschwun-
gene Kammern mit engem Doppelkiel (S. 620).
Globotruncana arca (CUSHM.); Lateralansicht, Prot. 3529, x 80.
Globotruncana arca (CUSHM.); Dorsalansicht, Prot. 3530, X60. Große vielkammerige Formen,
wie sie für die Inoceramen-Mergel typisch sind mit Übergängen zur Gltr. ventricosiformis
MASLAKOVA.
Hacn, H.
Tafel 2
Bild 1. Spiroplectammina dentata (ALTH). Prot. 3470. X68.
Bild 2. Textularia agglutinans D’ORBIGNY. Prot. 3471. X30.
Bild 3. Gaudryina fanjasi (REUSS). Prot. 3472. X 30.
Bild 4. Heterostomella foveolata (MARSSON). Prot. 3473. x40.
Bild 5. Plectina ruthenica (REUSS). Prot. 3474. x40.
Bild 6. Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN). Prot. 3475. X20.
Bild 7. Tritaxia eggeri (CUSHMAN). Prot. 3476. X25.
Bild 8. Tritaxia eggeri (CUSHMAN). Prot. 3477. X30.
Bild 9. Tritaxia amorpha (CUSHMAN). Prot. 3478. X45.
Bild 10. Tritaxilina laevigata MARIE. Prot. 3479. X30.
Bild 11. Dorothia pupa (REUSS). Prot. 3480. x 40.
Bild 12. Neoflabellina reticulata (REUSS). Prot. 3481. X70.
Bild 13. Neoflabellina numismalıs (WEDEKIND). Prot. 3482. X55.
Bild 14. Neoflabellina rugosa leptodisca (WEDEKIND). Prot. 3483. X45.
Bild 15. Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND). Prot. 3484. X80.
Bild 16. Neoflabellina rugosa cf. caesata (WEDEKIND). Prot. 3485. X 80.
Bild 17. Vaginulina cf. taylorana CUSHMAN. Prot. 3486. X 40.
Bild 18. Praebulimina laevis (BEISSEL). Prot. 3487. X50.
Bild 19. Bolivina incrassata REUSS. Prot. 3488. X 45.
Bild 20. Bolivinoides draco miliaris HILTERMANN & KOCH. Prot. 3489. X60.
Bild 21. Reussella szajnochae (GRZYBOWSKI). Prot. 3490. X 100.
Zitteliana 10, 1983
=
ae)
E)
se)
Z
<
be)
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild
Bild 11.
Bild 12.
Bild 13.
run
8.
I:
Bild 10.
Tafel 3
Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3491. Schliff G 3799 a/83. x50.
Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3492. Schliff G 3799 a/83. x50.
Tritaxia eggeri (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3493. Schliff G 3800/83. x50.
Tritaxia eggeri (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3494. Schliff G 3800 a/83. x ca. 120.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3495. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri-
sche, schlanke Form.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3496. Schliff G 3801 a/83. x50. A,-Generation
mit „„Gigantosphäre“.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3497. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri-
sche, breite Form.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3498. Schliff G 3801 a/83. x 50. Megalosphäri-
sche, breite Form mit teilweise aufgelösten Septen.
Dto. Prot. 3499.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3500. Schliff G 3801 a/83. x50. Megalosphäri-
sche, schlanke Form.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3501. Schliff G 3801 a/83. x50. Mikrosphärische
Generation mit teilweise aufgelösten Septen.
Bolivina incrassata REUSS, Längsschliff. Prot. 3502. Schliff G 3801 /83. x50. Megalosphäri-
sche, breite Form mit teilweise aufgelösten Septen.
Lituola sp., median. Prot. 3503. Schliff G 3804 a/83. x 45. Probe 21, Oberlauf des Moos-Gra-
bens, Obercampan ($. 617). Es liegt wohl eine A,-Generation einer artlich nicht bestimmbaren
Lituola vor.
Zitteliana 10, 1983
Tafel 3
Hacn, H. & Herm, D.
Bild 1.
Bild 2.
Bild 3.
Bild 4.
Bild 4.
Bild 4.
Bild 5.
Tafel 4
Litnola cf. grandıs (REUSS), median. Prot. 3504. Schliff G 3803 a/83. x30. Probe 14, Oberlauf
des Moos-Grabens, Wende Campan/Maastricht (S. 617).
Litnola sp., median. Prot. 3505. Schliff G 3804 a/83. x 45. Probe 21, Oberlauf des Moos-Gra-
bens, Obercampan (S. 617).
Litnola sp., Wandstruktur. Prot. 3506. Schliff G 3804 /83. x ca. 120. Probe 21, Oberlauf des
Moos-Grabens, Obercampan (S. 617).
Lituola cf. grandis (REUSS), Wandstruktur. Prot. 3507. Schliff G 3803 a/83. X ca. 120. Probe 14,
Oberlauf des Moos-Grabens, Wende Campan/Maastricht (S. 617).
Man beachte die unterschiedliche Feinstrukturen in Bild 3 und 4. Litwola sp. besitzt eine Gehäu-
sewand, in der feine Quarzkörner enthalten sind. Lituola cf. grandis (REUSS) baute ihre Gehäuse
aus Kalkschlamm und zahlreichen Kleinforaminiferen auf. In der Bildmitte von Bild 4 ist eine
einkielige Globotruncana zu erkennen. Auf Unterschiede in der Beschaffenheit der Gehäuse-
wand bei Lituola grandis (REUSS) wies bereits ZIEGLER (1959, S. 97) hin.
Die aus den Proben 14 und 21 ausgeschlämmten Gehäuse von Litwola können nur mit Vorbehalt
zu L. grandis gestellt werden, da sie keine vollkommen entrollten Stadien zeigen. Es könnte sich
um Vorläufer dieser Art handeln, doch ist nicht auszuschließen, daß nur Jugendformen vorlie-
gen.
Tritaxia cf. anglica (CUSHMAN), Längsschliff. Prot. 3508. Schliff G 3799 4/83. X ca. 120. Die
Gehäusewand wird neben Kalkschlamm aus Gehäusen von Kleinforaminiferen aufgebaut.
Zitteliana 10, 1983
Tafel 4
Hacn, H. & Herm, D.
ISSN 0373 — 9627
Kalzitisches Nannoplankton der Inoceramen-Mergel
(Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht)
des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern)
PAVEL CEPEK*)
Mit 1 Abbildung, 5 Tafeln und 2 Tabellen
KURZFASSUNG
Drei Proben aus dem Maastricht des Moosgrabens wurden
auf kalzitisches Nannoplankton untersucht. Dabei wurden
42 Coccolithen-Taxa bestimmt (Tab. 1), die der Arkhangel-
skiella cymbiformis-Zone (Unter-Maastricht bis unteres Mit-
tel-Maastricht) angehören. Die statistische Auswertung zeig-
te, daß einige Arten (M. staurophora, W. barnesae, Z. spira-
lıs und C. aculeus) weniger und die anderen P. cretacea,
B. constans, K. magnificus, L. carniolensis, G. obligquum,
A. cymbiformis, C. ehrenbergi und E. turriseiffeli) stärker
korrosionsanfällig sind.
ABSTRACT
The calcareous nannoplankton of three samples from the
Maastrichtian of the Ultrahelvetic zone of Upper Bavarıa has
been studied. 42 taxa of coccolithophorids of the Arkhangel-
skiella cymbiformis Zone (Lower Maastrichtian to lower part
of Middle Maastrichtian) has been determined. A statistical
comparation shows that some forms like M. staurophora, W.
barnesae, Z. spiralis and C. aculeus are more resistant against
corrosion than others like P. cretacea, B. constans, K. ma-
gnificus, L. carniolensis, G. obliguum, A. cymbiformis,
C. ehrenbergi and E. turriseiffeli.
EENEETTUNG
Zur biostratigraphischen Korrelation der Untermaa-
stricht-Proben aus dem Ultrahelvetikum von Siegsdorf
(Moosgraben, Abb. 1) wurde neben den Ammoniten, Be-
lemniten, Echiniden und Foraminiferen auch kalkiges Nan-
noplankton untersucht und damit die stratigraphischen Er-
gebnisse abgestimmt.
*) P. CEPEK, Bundesanstalt für Geowissenschaften, Stilleweg 2,
Postfach 510153, D-3000 Hannover 51.
Herrn Prof. Dr. D. HERM (Universität München) danke ich für die
Anregung zu dieser Arbeit, die Bereitstellung des Materials und Dis-
kussion der Ergebnisse. Für die Durchsicht des Manuskriptes und
Ratschläge gilt gleichfalls mein Dank den Herren Dr. H. STRADNER
(Geol. Bundesanstalt, Wien) und Dr. R. WOLFART (BGR-Hanno-
ver).
638
——
»
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Galon- Graben ä
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HACHAUER
u MOOS u
© Blaser Hutte
IL.
Abb. 1. Lageskizze des Fundpunktes.
1. MATERIAL, ERHALTUNG UND METHODIK
Es wurden drei mergelige Proben aus relativ eng überein-
ander gelegenen Schichten (Probenabstand 0,70 m) unter-
sucht (vgl. Hacn & Herm 1983). Die Coccolithen sind durch
die allgemeine Rekristallisation und auch in einzelnen Fällen
durch teilweise Auflösung schlecht erhalten. Die schlechte
Erhaltung ist auch durch den hohen Anteil von Bruchstücken
offenkundig (bei Probe KA 1-49%, KA2-50% und KA3-
45,8%). Bei der Auswertung der Prozentzahlen von Cocco-
lithen-Bruchstücken zeigte sich, daß einige Arten weniger
und andere stärker zerbrechlich sind. Zu den resistenten Ar-
ten gehören Micnla staurophora (GARDET), Watznaneria
barnesae (BLack), Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MaRTINI
und Ceratolithoides aculeus (STRADNER). Arten wie Predisco-
sphaera cretacea (ARKHANGELSKY), Cribrosphaerella ehren-
bergi (ARKHANGELSKY), Biscutum constans (GORKA), Kampt-
nerins magnificus DEFLANDRE, Lithraphidites carniolensis
DErLANDRE, Arkhangelskiella cymbiformis VExsHinA, Eiffel-
thus turriseiffeli (DErLANDRE) und Gartnerago obliguum
(STRADNER) zählen zu den nicht resistenten Coccolithen. Die
besterhaltenen Coccolithen wurden unter Berücksichtigung
aller Kriterien in der Probe KA 3 festgestellt.
Die Präparate wurden nach der Methode von Hay (1965)
zum Mikroskopieren vorbereitet. Die lichtmikroskopischen
Untersuchungen und Aufnahmen wurden mit dem Zeıss-
Photomikroskop (Optik: Optovar 1,25% ; Objektiv 100x Ph)
durchgeführt.
Für die statistische Auswertung wurden zuerst 300 Cocco-
lithen (auch unbestimmbare) aus jeder Probe gezählt. Nach
der Ermittlung der Zahl unbestimmbarer Coccolithen wur-
den weitere, diesmal nur bestimmbare Coccolithen so lange
gezählt, bis deren Summe der gerade ermittelten Zahl unbe-
stimmbarer Coccolithen entsprach. Auf diese Weise wurden
300 bestimmbare Coccolithen (aus beiden Zählungen) festge-
stellt. Die Prozentzahlen der einzelnen Arten in den Proben
beziehen sich demnach nur auf die bestimmbaren Coccolit-
hen (Tab. 1). Die Coccolithen wurden in den Sichtfeldern mit
Hilfe des ‚Point Counter-Zusatzes“ gezählt. Dabei zeigte
sich, daß die Probe KA 3 die meisten Coccolithen enthält;
denn für die Feststellung von 300 bestimmbaren Coccolithen
mußte folgende Anzahl von Sichtfeldern ausgewertet werden:
Probe KA 1 - 80, Probe KA 2 - 88 und Probe KA 3 — 22 Fel-
der. Die drei Proben wurden nach der Ermittlung der 300 be-
stimmbaren Coccolithen noch weiter untersucht mit dem
Ziel, auch diejenigen Coccolithen festzustellen, deren Anteil
unter 0,3% liegt.
KA 1 KA 2 KA 3
N 5606 N 5607 N 5608
Ceratolithoides aculeus (STRADNER, 1961) 1,3 ıllahrd 0,7
Parhabdolithus angustus (STRADNER, 196%) + 0,3
Markalius astroporus STRADNER, 1963 +
Watznaueria barnesae (BLACK, 1959) 4,3 9,3 9,0
Braarudosphaera bigelowi (GRAN & BRAARUD, 1935) 0,3 los, e)A-)
Russellia bukryi RISATTI, 1973
Lithraphidites carniolensis DEFLANDRE, 1963 3,0 est 2,0
Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, 1959 + 0,3 Ost
Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 Op
Biscutum constans (GORKA, 1957) 5,0 9,0 6,0
Cretarhabdus crenulatus (BRAMLETTE & MARTINI, 1964)
Prediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKY, 1912) 10,0 14,0 je}
Arkhangelskiella cymbiformis VEKSHINA, 1959 10,5 TsT lunsr?
Zygodiscus diplogrammus (DEFLANDRE, 1954) 0,3 0,3
Cribrosphaerella ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912) 2,0 2,7
Parhabdolithus embergeri (NOEL, 1958) 0,3 257 +
Eiffellithus eximius (STOVER, 1966)
Scapholithus fossilis DEFLANDRE, 1954 +
Chiastozygus litterarius (GORKA, 1957) KT, OST: 2,0
Kamptnerius magnificus DEFLANDRE, 1959 Urt 0,7 sr)
Gartnerago obliquum (STRADNER, 196%) 1,0 0,7 0,3
Planulithus obscurus (DEFLANDRE, 1959) 0,3
Vagalapilla octoradlata GORKA, 1957 (one 053
Thoracosphaera operculata BRAMLETTE & MARTINI, 1964 0,5 0,7
Manivitella pemmatoidea (DEFLANDRE, 1965) 0,7 150
Lithraphidites cf. quadratus BRAMLETTE & MARTINI, 1964 0,3
Parhabdolithus regularis (GORKA, 1957) 1,0 1,0 1,0
Rhagodiscus reniformis PERCH-NIELSEN, 1973
Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MARTINI, 1964 1,0 6,0 4,3
Prediscosphaera spinosa (BRAMLETTE & MARTINI, 1964) 0,7
Parhabdolithus splendens DEFLANDRE, 1954 0,3
Micula staurophora (GARDET, 1955) 39,7 21,0 15,0
Microrhabdulus stradneri BRAMLETTE & MARTINI, 1964 4,0 2,7
Vagalapilla stradneri (ROOD, HAY & BARNARD, 1971) 0,3 0,3
Eiffellithus trabeculatus (GORKA, 1957) 0,5 00,053
Eiffellithus turriseiffeli (DEFLANDRE, 1954) 9,0 7,0 8,0
Bidiscus sp. [O)Arf 1,0 (oe)
Braarudosphaera sp. 0,3
Cretarhabdus sp. 1,0 1,7 Dam
Lucianorhabdus sp. 2,0 0,3
Prediscosphaera sp. en 4,3 10,0
Zygodiscus sp. 0,3 0,5
Tabelle 1. Coccolithen-Taxa aus dem unteren bis mittleren Maastricht des Moosgrabens mit Angaben der
prozentualen Häufigkeit der einzelnen Taxa.
+ = Vorkommen der Coccolithen, die unterhalb von 0,3 % liegen.
639
2, BIOSIRATIGRAPHTE
Nach PerchH-Nietsen (1977) und Prraumann & Cepek
(1982) gehören die drei untersuchten Proben zur Arkhangel-
skiella cymbiformis-Zone. Dies entspricht der Zeit vom Un-
ter-Maastricht bis zum unteren Mittel-Maastricht. Nach den
eben genannten Autoren wird die Arkhangelskiella cymbi-
formis- Zone durch das letzte Vorkommen von Quadrum tri-
fidum (Strapner) und das erste Vorkommen von Lithraphi-
dites quadratus Bramierte & Marrını definiert,
Quadrum trifidum (Sirapner) wurde in keiner der drei
Proben festgestellt. Die untere Grenze der A. oymbiformis-
Zone muß also noch unterhalb der Fundschichten liegen. Da-
für spricht auch die Abwesenheit von Bromsonia parca
(STRADNER) und Quadrum gothicum (Drruanoee). Wie die
Ergebnisse von anderen Fundorten gezeigt haben, sterben
diese beiden Arten kurz vor dem letzten Vorkommen von
Quadrum trıfidum (Sınaoner) aus. Nach Sıssinon (1977) be-
Tabelle 2.
- >
Indexarten der ®
S 97
STU- ’ Nannofossilien ROTH 1973 MARTINI 1976 VERBEEK 1977
FEN o5
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[2 MKA MKA 5 + A. cymbiformis & MKA o + MKA a
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EEE | > R. anthoporus T. trifidus-Zone 5 Hi T. trifidus-Zone 5 S Q. trifidum-Zone n
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T. trifidus 2.5 a» S
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=
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au
=
<
vo
Stratigraphische Position der kretazischen Schichten im
Moosgraben und Korrelation mit sechs verschiedenen Nanno-
plankton-Zonierungen.
A Arkhangelskiella
E Lithrapbhidites
M = Micula
MKA =
N = Nepbhrolithus
R Reinhardtites
Ab Tetralithus
ir: = Tranolıthus
a0H Ma
stätigt das Vorkommen von Planulithus obscurus (DEFLAN-
DRE), Gartnerago obliguum (STRADNER) und nach PERCH-
Nieısen (1979) Parhabdolithus angustus (STRADNER) — ohne
Broinsonia parca (STRADNER), Quadrum trifidum (STRADNER)
und Quadrum gothicnm (DEFLANDRE) — die Zugehörigkeit
der Fundschichten zur Zone der A. cymbiformis. Nach Sıs-
sINGH (1977) treten diese zwei Arten zum letzten Mal in der
von ihm aufgestellten Reinhardtites levis-Zone resp. im unte-
ren Teil seiner Arkhangelskiella cymbiformis-Zone auf. Zur
Abgrenzung der A. cymbiformis-Zone im Sinne anderer Au-
toren vgl. Tab. 2.
Das erste Vorkommen von Lithraphidites quadratus
BRAMLETTE & Martını bestimmt die obere Grenze der Ark-
hangelskiella cymbiformis-Zone. Diese Art wurde jedoch in
keiner Probe gefunden. Nur Lithraphidites carniolensis Drr-
LANDRE wurde in allen drei Proben festgestellt. In der Probe
KA 1 wurde eine einziges Stück der Gattung Lithraphidites
gefunden, das eindeutig nicht der Art Zithraphidites carnio-
lensıs DEFLANDRE, aber auch nicht Lithraphidites quadratus
BRAMLETTE & Marrını angehört. Es handelt sich möglicher-
weise um eine Übergangsform (Taf. 5, Fig. 4) zwischen die-
sen beiden Arten. Diese taxonomische Unsicherheit führte
dazu, daß das Stück als Lithraphidites cf. quadratus Bram-
LETTE & Marrını bestimmt wurde.
Mehrheit der kretazıschen Coccolithen- Arten
Letztes Auftreten einer Indexart
erstes Auftreten einer Indexart
Über die Zuordnung der Proben zu der A. cymbiformis-
Zone kann kein Zweifel bestehen. Tab. 2 zeigt die stratigra-
phische Position der Fundschichten im Moosgraben im Zo-
nierungsschema sechs verschiedener Autoren. Es handelt sich
um die Arkhangelskiella cymbiformis-Zone nach MarTını
(1976), PErcH-Nieisen (1977) und Prraumann & ÖEPpEK
(1981), den unteren Teil der Lithraphidites quadratus-Zone
nach RortH (1973) und den oberen Teil der Quadrum trifi-
dum-Zone nach VErBEEK (1977). Nach SıssinGH (1977) gehö-
ren die Proben in den Bereich Reimbardtites levıs- (24) bis
Arkhangelskiella cymbiformis-Zone (unterer und mittlerer
Teil — 25a und b).
Bei allen Autoren, außer VERBEEK (1977), spielt die durch
das Aussterben von Q. trıfldum (= T. trıfidus) gekenn-
zeichnete Grenze eine bedeutsame Rolle als Untergrenze der
A. cymbiformis-Zone i. S. der vorliegenden Arbeit.
Die Obergrenze der A. cymbiformis-Zone ist — mit Aus-
nahme der Lithraphidites guadratus-Zone nach RoTH (1973)
— auch bei den anderen Autoren von Tab. 2 durch das erste
Auftreten von Lithraphidites quadratus BRAMLETTE & MAR-
Tını bestimmt.
Tabelle 2 zeigt, daß die Zuordnung der Coccolithenzonen
zu den stratigraphischen Stufen durch unterschiedliche Ab-
641
grenzung der Zonen sowohl als auch der Maastricht-Gliede-
rung in Unter-, Mittel- und Ober-Maastricht erschwert wird.
Nach PercH-NiEısen (1977) und PrLaumann & C£pek (1982)
gehören die Proben des Moosgrabens zum Unter- bis Mit-
tel-Maastricht. Die Zuordnung der Proben zum Mittel-Maa-
stricht entspricht der Zonierung von RoTH (1973) und Mar-
rını (1976). Als Unter-Maastricht wären die Proben nach der
SISSINGH 1977 PERCH-NIELSEN 1977 PFLAUMANN & ÖEPEK 1982
a =
+ N. frequens + A. cymbiformis & MKA„S + M. mura ‚3
» Sie En
5 M. mura-Zone Er M. mura-Zone In
u
26 N. frequens-Zone Kies u. °s
au * M. mura 22 — * M. mura
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=| N. frequens-Zone 8 Ale}
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o= maps
# N. frequens * N. frequens = Bor:
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25 A. cymbiformis-Zone ae! E=E
— # L. quadratus 0» * L. quadratus > *.b.. quadratuse
au
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az» Be} o
+ R. leviis — 7 | A. eymbiformis-Zone Je A. cymbiformis-Zone | "7
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24 R. levis-Zone ai u» g2u
| >» »2rg
m noir]
+ Tr. phacelosus ae Se! Sele
23 Tr. phacelosus-Zone 5 ? + T. trifidus — 558 + T. trifidus Set + T. trifidus sa
Tas ao a ©
2 z d ) » FI \ r
+ R. anthoporus — T. trifidus-Zone DAS T. trifidus-Zone O5
22 T. trifidus-Zone uE EIER ses
« T. trifidus en * T. trifidus * T. trifidus —SS=-
Zonierung von VERBEEK (1977) einzuordnen. Nach SıssinGH
(1977) entsprechen die Fundschichten im Moosgraben dem
Bereich zwischen oberstem Unter-Maastricht und unterem
Ober-Maastricht.
Mit Ausnahme von Eiffellithus eximius (STOVER) aus dem
Ober-Turon bis Campan wurden keine aufgearbeiteten Coc-
colithen festgestellt.
EITERATUR
Han, H. & HERM, D. (1983): Die Foraminiferen de Inoceramen-
Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maa-
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21 Fig., 12 Taf.; Utrecht.
Tafel 1
Alle Fig.: Vergr. 3600fach
Fig. 1: Eiffellithus turriseiffeli (DEFLANDRE, 1954)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
Fig. 2: Cribrosphaerella ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 3: Cribrosphaerella cf. ehrenbergi (ARKHANGELSKY, 1912)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 4: Prediscosphaera spinosa (BRAMLETTE & MARTINI, 1964)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 5: Biscutum constans (GORKA, 1957)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 6: Eiffellithus eximius (STOVER, 1966)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 7: Prediscosphaera cretacea (ARKHANGELSKY, 1912)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
{ng}
[ee]
a
o
-
3
g
Ss
==
Kb}
o
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N
CEPER, P.
Tafel 2
Alle Fig.: Vergr. 3600fach
Fig. 1: Manivitella pemmatoidea (DEFLANDRE, 1965)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
Fig.
[597
: Markalius astroporus STRADNER, 1963
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 3: Watznaueria barnesae (BLACK, 1959)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
Fig. 4: Rhagodiscus reniformis PERCH-NIELSEN, 1973
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
Fig. 5: Cretarhabdus crenulatus BRAMLETTE & MARTINI, 1964
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
ca
[ee]
ic»
oO
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S
S
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ao
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N
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
m
Tafel 3
Alle Fig.: Vergr. 3600fach
Microrbabdulus stradneri BRAMLETTE & MARTINI, 1964
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
: Ceratolithoides aculeus (STRADNER, 1961)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
: Chiastozygus litterarins (GORKA, 1957)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
: Lucianorhabdus cayeuxi DEFLANDRE, 1959
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
: Parhabdolithus regularıs (GORKA, 1957)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Zitteliana 10, 1983
Ceprk, P. Tafel 3
Tafel 4
Alle Fig.: Vergr. 3600fach
Fig. 1: Micula staurophora (GARDET, 1955)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
mn
: Planulithus obscurus (DEFLANDRE, 1959)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig.
Fig. 3: Vagalapılla octoradiata GORKA, 1957
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 4: Russellia bukryi RısATTı, 1973
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
c x-Nicol + 45°
Fig. 5: Cretarhabdus conicus BRAMLETTE & MARTINI, 1964
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 6: Zygodiscus spiralis BRAMLETTE & MARTINI, 1964
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 7: Scapholithus fossilis DEFLANDRE, 1954
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Zitteliana 10, 1983
Cepek, P.
Tafel 5
Alle Fig.: Vergr. 3600fach
Fig. 1: Braarndospharea bigelowi (GRAN & BRAARUND, 1935)
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 2: Kamptnerins magnificus DEFLANDRE, 1959
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Fig. 3: Arkhangelskiella cymbiformis VEKSHINA, 1959
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 4: Lithraphidites cf. guadratus BRAMLETTE & MARTINI, 1964
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
ce x-Nicol + 45°
Fig. 5: Lithraphidites carnıolensis DEFLANDRE, 1963
a Phasen-Kontrast
b x-Nicol
Zitteliana 10, 1983
CEPEK, P.
653
ISSN 0373 — 9627
Die Belemniten der Inoceramen-Mergel
(Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht)
des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern)
und ihre stratigraphische Bedeutung
MAX-GOTTHARD SCHULZ & FRIEDRICH SCHMID*)
Mit 7 Abbildungen und 1 Tafel
KURZFASSUNG
Aus den Inoceramen-Mergeln in der Buntmergelserie
(Nord-Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens bei Siegsdorf in
Oberbayern konnte eine umfangreiche Belemniten-Fauna
geborgen werden. Mit Ausnahme eines Einzelexemplares
von Belemnitella pulchra ScHuız (erster Nachweis in S-
Deutschland) gehören alle Rostren zu Belemnella gracilis
(ARCHANGELSKY). Nach dem gemeinsamen Vorkommen die-
ser beiden Arten muß die Moos-Graben-Fauna in den tiefsten
Teil des Oberen Unter-Maastricht, untere bis mittlere B. su-
mensis-Zone eingestuft werden.
ABSTRACT
A large number of belemnites has been collected from the
Inoceramus-Marls in the Buntmergelserie (northern facies of
the Ultrahelvetic zone) of the Moos-Graben near Siegsdorf in
Bavaria. Apart from a single specimen of Belemnitella pul-
chra ScHuLz (first record from S. Germany) the belemnite
fauna consists exclusively of Belemnella gracilis (ARCHANGEL-
sky). The association of these two species proves that the
fauna of the Moos-Graben belongs to the lower to middle part
of the B. sumensis zone, upper Lower Maastrichtian.
2 EINLEITUNG
Nachdem wir kürzlich im Rahmen der Bearbeitung einer
kleinen Belemniten-Population aus dem bayerischen Helve-
tikum bei Adelholzen (SchmiD & Schurz 1979) zeigen konn-
ten, daß Belemniten in der alpinen Oberkreide häufiger als
erwartet vorkommen und für die „‚Nord-Süd-Korrelation“
bestens geeignet sind, wurden wir von den Münchener Kolle-
gen H. Hacn und D. Herm aufgefordert, die Belemniten ei-
nes neuen Fundpunktes in der Buntmergelserie des Ultrahel-
vetikums (sogen. Inoceramen-Mergel) zu bearbeiten. Die
genaue geographische Lage dieses im Moos-Graben bei
Siegsdorf gelegenen Fundpunktes sowie die geologische Sıtua-
*) M.-G. SCHULZ, Geologisch-Paläontologisches Institut und Mu-
seum der Universität, Olshausenstr. 40/60, D-2300 Kiel;
F. SCHMID, Niedersächsisches Landesamt für Bodenforschung,
Postfach 510153, D-3000 Hannover 51.
tion und die Lithologie sind in Hacn et al. (1981) und in
Hacn & Herm (1983, dieser Band, S. 613) beschrieben
(Abb. 1).
Die Untersuchung dieser Belemniten erschien um so reiz-
voller, als zusammen mit den Belemniten andere stratigra-
phisch wichtige Faunenelemente (Foraminiferen, Inocera-
men, Ammoniten, Echiniden, Crinoiden) gefunden wurden
und parallel von Spezialisten bearbeitet werden (Han &
Herm 1983; Schurz 1983; beide dieser Band).
Das erstaunlich umfangreiche Belemniten-Material wurde uns zum
Teil von den Münchener Kollegen und Herrn R. SCHMID (Haslach,
Traunstein) zur Bearbeitung übergeben, wofür wir herzlich danken;
zum Teil entstammt es eigenen Aufsammlungen.
Die Präparations-, Abguß- und Photoarbeiten wurden von den
Herren W. REIMERS (Kiel), H. AXMANN und B. WATERSTRADT
(Hannover) in bewährter Weise durchgeführt. Auch ihnen sind wir
zu Dank verpflichtet.
654
Galon-Graben
"
HACHAUER
MOOS n
© Blaser Hutte
Abb. 1. Lageskizze des Fundpunktes im Moosgraben, SE Siegsdorf.
2: DIE BELEMNITENFAUNA
2.1 ALLGEMEINES
Aus der 2-3 m mächtigen Fundschicht liegen uns über 30
einigermaßen vollständige Rostren und zahlreiche Fragmente
vor. Die Rostren sind erstaunlich wenig tektonisch defor-
miertund gut erhalten. Allerdings sind sie zum großen Teil als
isolierte Bruchstücke eingebettet worden. Verglichen mit der
etwa gleichalten Belemniten-Fauna aus dem Helvetikum von
Adelholzen (SchmiD & ScHurz 1979) sind die Rostren häufi-
ger angebohrt und mit Epizoen (Dimyodon, Serpeln u. a.)
bewachsen; auch sind die Alveolen kaum pyritisiert und da-
durch wesentlich besser erhalten. Dies würde nach der Theo-
rie von ScHurz (1979, S. 46) für eine im Vergleich zu Adelhol-
zen langsamere Einbettung sprechen.
Wie beim Adelholzener Material wurden alle vollständige-
ren Exemplare, die nicht ohne weiteres dorsoventral gespal-
ten werden konnten, zunächst photographiert und abgegos-
sen, dann mit einer sehr dünnen (0,3 mm) Säge von der Dor-
salseite her angesägt und erst danach gespalten.
2.2 GATTUNG BELEMNELLA
2.2.1 Merkmale
Die im Folgenden zur Beschreibung der Belemnellen ver-
wendeten Merkmale sind ausführlich in Schurz (1979, S.
DES INOCERAMEN-MERGELS
13 ff.) definiert. Die Grundmeßwerte sind in Abb. 2 darge-
stellt. Wichtigste Merkmale zur Unterscheidung der ver-
schiedenen Arten der Gattung Belemnella sind die Gestalt
der Rostren im Ventralaspekt (AV), und die normierte Länge
des Rostrum solidum (Lsn), die sich nach den folgenden
Formeln aus den in Abb. 2 dargestellten Meßwerten berech-
nen lassen:
AV = (Bs - Be) : 100 : Bp [%]
Lsn = Ls + WQs : (13,5 -— Dp) [mm]
Die AV-Werte sind für keulenförmige Rostren (Bs>Be)
positiv, für kegelförmige (Bs<Bc) negativ. Der für die Be-
rechnung der Normlänge (Lsn) notwendige Umrechnungs-
faktor ergibt sich aus der Steigung der Wachstumsgeraden,
die bei 5 Exemplaren ermittelt werden konnte (Abb. 3). Der
Mittelwert aus den Steigungen der 5 Geraden beträgt 4,1
(über die zugehörigen Winkel berechnet). Für die Belemnel-
len des Moosgrabens kann daher WQs = 4 eingesetzt werden.
Nur am dorsoventral gespaltenen oder angeschliffenen Ro-
strum können die „inneren“ Merkmale untersucht werden
(vgl. Schurz 1979, Abb. 5):
Alveolenwinkel (WA): der dorsoventrale Öffnungswin-
kel der Alveole im Abschnitt 10-20 mm vor dem Proto-
conch.
Schatsky-Wert (SW): der parallel zur Alveolenachse ge-
messene Abstand des Ansatzpunktes des Schlitzbodens an
der Alveole vom Mittelpunkt des Protoconchs.
Dc>
Abb. 2. Meßwerte zur Erfassung der Rostrenform.
B = Breite, D = Dicke, L = Länge.
5 10
15 mm
Abb. 3. Wachstumskurven von 5 Exemplaren von Belemnella gra-
cilis aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens.
655
Frühontogenetischer Schlitzbodenwinkel (WS1):
der Winkel zwischen dem ersten inneren Abschnitt des
Schlitzbodens und der Alveolenachse.
Schlitzbodenwinkel (WS): der Winkel zwischen der
Geraden, welche die beiden Enden des Schlitzbodens ver-
bindet, und der Alveolenachse.
Die Belemnellen des Moosgrabens sind durch elongate,
schwach keulenförmige, apikal regelmäßig zugespitzte Ro-
stren gekennzeichnet. Trotz relativ großer Variationsbreite
gehören sie wahrscheinlich alle zu derselben Art:
Belemnella gracılis (ARCHANGELSKY, 1912)
Abb. 5; Taf. 1, Fig. 1-11
1912 Belemnitella lanceolata SCHLTH. var. gracilis m. — ARCHAN-
GELSKY: Taf. 9, Fig. 5.
1958 Belemnitella lanceolata (SINZOW) var. gracilis ARKHANGEL-
skll. — NiKITIN: Taf. 22, Fig. 1-3.
1962 Belemnitella lanceolata lanceolata (SCHLOTHEIM, 1813). —
KongieL: Taf. 9, Fig. 7-9 (non 10-12).
1979 Belemnella (B.) gracilis (ARCHANGELSKY, 1912). — SCHULZ:
Taf. 3, Fig. 1-7.
1979 Belemnella gracılis (ARCHANGELSKY 1912). — SCHMID &
ScHuLz: Taf. 1, Fig. 1-3.
Holotypus: Das von ArcHanceisky (1912, Taf. 9,
Fig. 5) abgebildete Exemplar von Saratow (Wolga-Gebiet).
Diagnose: vgl. Schurz 1979, S. 100.
Material: 31 relativ vollständige Exemplare und zahlrei-
che Fragmente.
Biometrie: Die Belemnella-Population des Moosgra-
bens hat einen AV-Mittelwert von 8,9% und einen Lsn-Mit-
telwert von 77,8 mm. Sie kann damit eindeutig zu Belemnella
gracılis gestellt werden (Abb. 4). Von den 27 Exemplaren,
bei denen AV und Lsn bestimmt werden konnten, liegen nur
7 außerhalb des B. graczlis-Feldes. Sie dürften dennoch zu
B. gracilis gehören (Extremvarianten). Davon zeigen 2 Ex-
emplare ungewöhnlich hohe Lsn-Werte, wie sie sonst nur
von Belemnella longissima Schuız, 1979 erreicht werden.
Das hier behandelte Material stellt die bisher beste und um-
fangreichste Population von B. gracıilis dar. Aus diesem
Grunde haben wir auch die diagnostisch weniger wichtigen
„inneren“ Merkmale dargestellt (Abb. 5, 6).
Vergleiche: Die Moos-Graben-Population stimmt weit-
gehend mit der von Adelholzen überein. Die Variationsbreite
ist etwas größer und der Lsn-Mittelwert liegt merklich höher
als bei der Adelholzen-Population. Allerdings dürfte der von
uns 1979 für die Adelholzen-Population errechnete Lsn-Mit-
telwert von 72 mm etwas zu niedrig sein, da wir mit dem
wahrscheinlich zu kleinen Umrechnungsfaktor WQs = 3 (be-
stimmt aus nur 2 Wachstumskurven) gearbeitet hatten und
die Mehrzahl der Rostren von Adelholzen kleinere Dp-Werte
als der Dpn-Wert von 13,5 mm aufweist. Mit dem wahr-
scheinlich richtigeren Umrechnungsfaktor von WQs = 4, der
für die Moos-Graben-Population ermittelt wurde, berechnet,
liegt der Lsn-Mittelwert der Adelholzen-Population bei
75 mm. Dieser berichtigte Wert wurde zum Vergleich in das
Bestimmungsdiagramm (Abb. 4) eingetragen.
Die süddeutschen Exemplare von B. gracilis stimmen
recht gut mit den wenigen aus der borealen Schreibkreide von
656
mm
Lsn
50
B. sumensis
B.cimbrica
B. obtusa
B. pseudobtusa
60
B. inflata
B. fastigata
70 %
B.desnensis
80 B.lanceolata
90
B. longissima
100 AV
Tr” T a) En un Een Ken ze Bü —. 2
60 50 40 30 20 10 0 -10%
Abb. 4. Beziehung zwischen der Normlänge des Rostrum solidum (Lsn) und der Rostrenform im
Ventralaspekt (AV) bei Belemnella gracılis aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens, eingetragen in
das Bestimmungsdiagramm für die Gattung Belemnella (nach SCHULZ 1979, Abb. 53). - Quadrate: Einzel-
exemplare aus dem Moos-Graben. Stern: Mittelwert der Moos-Graben-,,Population“. Kreis: Mittelwert
der Adelholzen-Population zum Vergleich (s. S. 655 und SCHMID & SCHULZ, 1979)
NW-Deutschland und Dänemark bekannten Vertretern die-
ser Art überein (vgl. SchmiD & ScHurz 1979, Abb. 3-7). Die
Schreibkreide-Individuen sind allerdings durchweg etwas
größer und haben wahrscheinlich deshalb einen stärker abge-
setzten Mucro.
2.3 GATTUNG BELEMNITELLA
Ein einziges Rostrum der Belemniten-Kollektion aus den
Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens gehört nicht zu Be-
lemnella gracilis. Obgleich das Einzelstück nicht spaltbar ist
und wegen seiner besonderen Bedeutung von uns vorerst
nicht angeschliffen wurde, kann es auf Grund des geraden
Verlaufes der dorsolateralen Doppellinien und anderer Skulp-
turelemente eindeutig der Gattung Belemnitella zugeordnet
werden. Das Rostrum zeichnet sich durch seine geringe
Größe (Dp = 7,0-7,3 mm) und die für einen Vertreter der
Gattung Belemnitella außerordentlich schlanke, zierliche
Gestalt aus. Trotz seiner geringen Größe zeigt das Rostrum
besonders auf der Ventralseite eine ausgeprägte Skulptur,
weshalb es + ausgewachsen sein dürfte. Im Bereich des Ro-
strum cavum, etwa bis zum Protoconch bewirken reich ver-
zweigte Gefäßeindrücke eine runzelige Oberfläche. Dahinter
werden die Gefäßeindrücke feiner. In diesem Bereich beginnt
eine ebenfalls feine, aber deutliche Längsstriemung, die zu-
sammen mit den Gefäßeindrücken eine typische „‚Pseudo-
granulation“ ergibt. Im hinteren Drittel des Rostrum solidum
ist nur noch eine schwache Längsstriemung zu erkennen, die
im Apikalbereich schließlich verschwindet. Ein auffälliges
Skulpturelement auf den Lateralseiten des Rostrums ist ein
fast parallel zur Rostrenachse verlaufender, schmaler, stark
eingetiefter Gefäßeindruck im vorderen Teil des Rostrum so-
lıdum.
Durch die gesamte Skulptur, die geringe Größe und die
schlanke, zierliche Gestalt kann das Rostrum eindeutig als
Belemnitella pulchra ScHuız, 1982 bestimmt werden, die bis-
her nur aus NW-Deutschland (Kronsmoor) und Polen
(Weichseldurchbruch) bekannt war (ScHurz 1982, S. 287).
—
f
Abb. 5.
b
ll ee
g
aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens. X 2.
Originale: Bayerische Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie Nr. 1977 XX1/1 (a) bis 9 (i).
101 _
[oe
815
x
61
4
2
10 12
101_—
a
815
x
6-4
[A
2
1
Abb. 6.
10
a ;lE
x
6-1
fA
72
WA
16 18° 40
104 —
b a
815
x
614
4
2
SW
3 4mm 20
80
40
h
120
60
l
}
a re |
Vereinfachte Zeichnungen des dorsoventral gespaltenen Rostrum cavum von Belemnella gracıilıs
WS
80 100°
Verteilungskurven für die „inneren“ Merkmale von Belemnella gracılis aus den Inoceramen-
Mergeln des Moos-Grabens. - a: Alveolenwinkel (WA), b: Schatsky-Wert (SW), c: Frühontogenetischer
Schlitzbodenwinkel (WS 1), d: Schlitzbodenwinkel (WS)
657
658
3: SIRATIGRAPHISCHE EINSPUFUNG
In der borealen Schreibkreide NW-Deutschlands und Dä-
nemarks ist Belemnella gracilis auf das Obere Unter-Maas-
tricht (B. sumensis- bis B. cimbrica-Zone) beschränkt
(Abb. 7). Wie schon die B. gracilis führenden Pattenauer
Schichten der Nordfazies des Helvetikum (SCHMID & SCHULZ
1979) dürften auch die Inoceramen-Mergel in der Buntmergel-
SCHULZ &
SCHMID
1982
Belemnella
(Belemnella)
B.(P)desnensis
Profil Kronsmoor - Hemmoor
B(P)inflata
B (?B.)ct. praearkhangelskii
Belemnitella pulchra
B.(B )lanceolata
B.(B.)longissima
B.(B.)gracilis
BE 1| 3 (8. )fastigata
B (P)pseudobtusa
serie des Moos-Grabens (Nord-Ultrahelvetikum) in den ge-
nannten stratigraphischen Bereich einzustufen sein.
Die für B. graalis relativ hohen Mittelwerte von AV =
8,990 und Lsn = 77,8 mm der Moos-Graben-Population spre-
chen eher für eine Einstufung in die B. sumensis-Zone (vgl.
Schurz 1979, S. 100, Abb. 35, 36).
Belemnella
(Pachybelemnella)
Vorkommen
häufig
gewöhnlich
selten
vereinzelt
vermutet
Belemnella-Zonen
B(P)obtusa
B (P)sumensis
B(P)cimbrica
fastigata-Zone
cimbrica-Zone
sumensis -Zone
|
UNTERMAASTRICHT
obtusa-Zone
pseudobtusa-Z.
Abb. 7.
lanceolata-Zone
Stratigraphische Reichweiten der verschiedenen Belemniten-Arten im Unter-Maastricht des
Richtprofils für die boreale Schreibkreide NW-Deutschlands (Kronsmoor - Hemmoor) und Zonengliede-
rung (aus SCHULZ 1979, Abb. 65, ergänzt nach ScHuLz 1982, Tab. 1).
Nach dem gemeinsamen Vorkommen von Belemnella gracilis und Belemnitella pulchra ist der Inocera-
men-Mergel in der ultrahelvetischen Buntmergelserie des Moosgrabens mit der unteren Hälfte der B. su-
mensis-Zone (28-40 m-Marke) des Kronsmoor-Hemmoor-Profils zu korrelieren.
Die zweite im Moos-Graben nachgewiesene Belemniten-
Art Belemnitella pulchra reicht in NW-Deutschland
(Kronsmoor) nur bis zur mittleren B. sumensis-Zone (vgl.
Abb. 7 und Scnuız 1979, Tab. 7). Unter der Voraussetzung,
daß die stratigraphische Reichweite von B. pulchra im
Kronsmoor-Hemmoor-Profil weitgehend erfaßt ist, kann
damit die Einstufung der Inoceramen-Mergel noch stärker
eingeengt werden.
659
Nach dem gemeinsamen Auftreten von Belemnella graclıs
(vermutlich frühe Form) und Belemnitella pulchra muß die
Moos-Graben-Fauna in den tiefsten Teil des Oberen Un-
ter-Maastricht, untere bis mittlere B. sumensis-Zone einge-
stuft werden. Konkret können die Inoceramen-Mergel in der
Buntmergelserie des Moosgrabens mit einem ca. 12 m mäch-
tigen Bereich des Kronsmoor-Hemmoor-Profils (28-40 m-
Marke), in dem das gesamte Unter-Maastricht 86 m mächtig
ist, korreliert werden (Abb. 7).
4. ANGEFÜHRTE SCHRIFTEN
ARCHANGELSKY, A. D. (1912): Die Oberkreide-Ablagerungen im
Osten des europäischen Rußland. — Mater. Geol. Ross., 25,
631 S., 18 Abb., 10 Taf.; SPB. - [russisch]
Hacn, H. & HERM, D. (1983): Die Foraminiferen der Inocera-
men-Mergel (Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-
Maastricht) des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern). —
Zitteliana, 10, S. 613-635, 1 Abb., 4 Taf., München.
— — ,‚HERM, D., Marz, H. & MaRTINI, E. (1981): Moos-Graben,
Oberlauf. - In: HAGn, H.: Die Bayerischen Alpen und ıhr
Vorland in mikropaläontologischer Sicht. - Geologica Bavari-
ca, 82, S. 112-115; München.
KonGiEL, R. (1962): On belemnites from Maastrichtian, Campanian
and Santonian sediments in the Middle Vistula valley (Central
Poland). — Prace Muzeum Ziemi, 5, S. 3-148, 130 Abb., 21
Taf.; Warszawa.
Nikıtin, I. I. (1958): Oberkreidebelemniten des Nordost-Flügels
der Dnjepr-Donez-Senke. -— Akad. Nauk Ukr. RSR, Trudy
Inst. Geol. Nauk, Ser. Stratigr. ı. Paleont., 20, 92 S., 23 Taf.;
Kiew. - [ukrainisch]
SCHMID, F. & ScHuLz, M.-G. (1979): Belemnella gracılis (Ar-
CHANGELSKY) von Adelholzen bei Siegsdorf in Oberbayern. —
Aspekte der Kreide Europas. IUGS Series A, 6, S. 151-158,
7 Abb., 1 Tab., 1 Taf.; Stuttgart.
SCHULZ, M.-G. (1979): Morphometrisch-variationsstatistische Un-
tersuchungen zur Phylogenie der Belemniten-Gattung Be-
lemnella im Untermaastricht NW-Europas. — Geol. Jb., A
47, S. 3-157, 66 Abb., 7 Tab., 12 Taf.; Hannover.
— — (1982): Erster Nachweis der Belemnitengattung Belemnitella
(B. pulchra n. sp.) im mittleren Untermaastricht NW-
Deutschlands. - Geol. Jb., A 61, S. 279-293, 5 Abb., 1 Tab.,
1 Taf.; Hannover.
— — (1983): Die Echinodermen der Inoceramen-Mergel (Bunt-
mergelserie, Ultrahelverikum, Unter-Maastricht) des
Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern).— Zitteliana, 10, S.
715-723, 3 Abb., 1 Taf., München.
Tafel 1
Alle Rostren sind mit Ammoniumchlorid geweißt und in natürlicher Größe abgebildet. Auf allen in
Ventralansicht abgebildeten Belemnellen ist die Lage des Protoconchs durch einen schwarzen Strich
markiert.
Die abgebildeten Exemplare sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische
Geologie unter den angegebenen Nummern hinterlegt.
Photographien: H. AxMANN, Hannover.
Fig. 1-11: Belemnella gracilis (ARCHANGELSKY, 1912) aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens
(Oberes Unter-Maastricht, B. sumensis-Zone).
Fig.
m
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig. 10:
vonoaıuı a ww
1: Nr.
: Nr.
(Ventralseite rechts).
Nr.
Nr.
Nr
Nr.
Nr.
Nr.
Nr.
Nr.
1977 XX1/10; a: Ventral-, b: Lateral- (Ventralseite links), c: Dorsal-Ansicht.
1977 XXV 8; leicht korrodiertes Rostrum; a: Ventral-, b: Lateral-Ansicht
1977 XXV/11; a: Ventral-, b: Lateral-Ansicht (Ventralseite links).
1977 XXV/12; a:Ventral-, b: Lateral-Ansicht (Ventralseite links).
. 1977 XXV/13; ungewöhnlich elongates Rostrum; Ventralansicht.
1977 XXV/14; Ventralansicht.
1977 XXV 15; Ventralansicht.
1977 XXV/16; Rostrum mit pathologischem Ventralschlitz; Ventralansicht.
1977 XXV/ 17; leicht korrodiertes Rostrum; a: Ventral-, b: Lateralansicht,
(Ventralseite links).
1977 XXV/18; juveniles Rostrum; Ventralansicht.
Fig. 11: Nr. 1977 XX1/19; juveniles Rostrum; Ventralansicht.
Fig. 12: Belemnitella pulchra SCHULZ, 1982 aus den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens (Oberes
Unter-Maastricht, B. sumensis-Zone). Nr. 1977 XX1/20; a: Ventral-, b: Lateral- (Ventralseite
links), c: Dorsal-Ansicht.
Zitteliana 10, 1983
‚M.-G. & ScHmip, F. Tafel 1
u 3 München, 1.Jul 198 ISSN 0373 007
The Cretaceous-Tertiary boundary in Sopelana
(Biscay, Basque Country)
By
MARCOS A. LAMOLDA, X. ORUE-ETXEBARRIA & FRANCA PROTO-DECIMA*)
With 6 text figures
ABSTRACT
The Sopelana section in the Basque Country (Northern
Spain) is a locality with a well exposed outcrop of the Creta-
ceous-Tertiary boundary, like the well known Zumaya sec-
tion. A detailed sequence 12 m thick has been studied, and its
planktonic foraminifera and calcareous nannoplankton has
been classified. The first occurrence of Globigerina (E.) eu-
gubina is afew centimeters above the extinction of upper Cre-
taceous planktonic foraminifera. Several changes occur in the
associations, of both planktonic foraminifera and calcareous
nannoplankton, prior to the C/T boundary, mainly in the
number of species and the abundance of specimens. A Thora-
cosphaera spp. flood occurs at the lowermost eugubina zone,
meanwhile the planktonic foraminifera are sparse. Correla-
tions with other sections show some minor changes in deposi-
tion rates, that make it difficult to establish the biostratigra-
phy of the C/T boundary.
KURZFASSUNG
Das Sopelana Profil (Baskenland, N-Spanien) zeigt gut
aufgeschlossen die Kreide/Tertiärgrenze, gleichermaßen wie
das Zumaya Profil. Ein Detailprofil von 12 km wurde auf
planktonische Foraminiferen und kalkiges Nannoplankton
untersucht. Das erste Auftreten von Globigerina (E). engn-
bina liegt wenige Zentimeter über dem Aussetzen der kretazi-
schen planktonischen Foraminiferen. Verschiedene Schwan-
kungen in den Vergesellschaftungen der planktonischen Fo-
raminiferen und des kalkigen Nannoplankton (hauptsächlich
in der Diversität und Häufigkeitsverteilung der Arten) treten
vor der Kreide/Tertiärgrenze auf. Eine Thoracosphaera-
Blüte findet sich in der untersten eugubina-Zone, während
die planktonischen Formaniniferen noch dünn gesät sind.
Korrelationen mit anderen Profilen zeigen einige geringfügige
Schwankungen in der Sedimentationsrate, die eine genaue
Biostratigraphie an der Kreide/Tertiär-Grenz erschweren.
INTRODUCTION
The Basque-Cantabric Basin in Northern Spain is limited
by the Pyrenees to the east, the Asturian Massif to the west
and the Ebro and Duero Basins to the south. In its northern
central area there is the Flysch zone, characterised by sedi-
mentary rocks from Albian to Middle Eocene ages, princi-
pally of a flysch nature (Figure 1).
*) M. A. LAMOLDA and X. ORUE-ETXEBARRIA, Universidad del Pais
Vasco, Facultad de Ciencias, Apartado 644, Bilbao-Spain; F.
PROTO-DECIMA, Istituto di Geologia dell’Universita, Via Giotto,
1, 35100 Padova, Italia. Consiglio Nazionale delle Ricerche Italia-
no, gruppo Paleontologia stratigrafica ed Evoluzione.
BAY
or
BISCAY
MI ZUN bastıa
Al.
TERTIARY
50 km
Fig. 1. Geographical and geological situation of the Sopelana sec-
tion (inspired in MANGUIN &RAT, 1962).
664
Flysch sedimentation is not continued in some time-inter-
vals and geographic areas. Limestones, marlstones and marls,
rich in planktonic foraminifera and coccoliths, occur in some
cases like the Cretaceous-Tertiary boundary, from Upper
Maastrichtian to Upper Paleocene-lowermost Eocene ages. A
paleogeographical model has been proposed by Prazıar
(1975): in this a trough oriented NW-SE received turbiditic
sediments from continental margins with a prevalent calcare-
ous sedimentation.
There are several outcrops of the C/T boundary from Bil-
bao to Biarritz; Zumaya, on the Guipuzcoan coast, is the best
known. Gömzz de LrarenA (1954, 1956), Herm (1965), von
HiLLEBrAnDT (1965), KareLLos (1974) and PErCIvAL & FISCHER
eugubina zone
| e\T 7
r — ——/
e SEN
: u ESS RN
mr zum? NZSEN
Fig. 2. The Cretaceous-Tertiary boundary in Sopelan (Basque
Country).
(1977) are some of the more interesting micropaleontological
papers. Another interesting locality is near Biarritz, referred
to by Srtuarr-MENTEATH (1894) and de LaprarEnT (1918), and
whose nannoflora has recently been studied by PErcH-NieL-
sEN (1979).
There are other outcrops of the C/T boundary referred to
in the regional bibliography of Biscay and Guipuzcoa Provin-
ces, Rar (1959), Cıry and al. (1967), Campos (1979), LAMOL-
DA, RODRIGUEZ-LAZARO & WIEDMANN (1981), etc., all in the
typical facies of this flysch zone. We have studied one of the-
se, in the cliffs of Atxibiribil and Larrabasterra beaches, near
Sopelana, N of Bilbao (Figure 2), referred to by de JORGE
(1963), Rat (1959) and Bıyvank (1967).
Uniformity of lithology is the principal characteristic of the
stratigraphic sequence of the upper Maastrichtian-Upper Pa-
leocene ages in the coastal area of the Basque Country. Rocks
of Upper Maastrichtian age show alternation of limestones
and grey marls with ammonites, inoceramids, echinoids and
ichnofossils, Rar (1959), WıEDmann (1969). The top of this
sequence has more marls and its colour is reddish and greenish
more than grey. Foraminifera and coccoliths are always pre-
sent and abundant. Above these reddish marls and marlstones
there is alevel, 25-40 cm thick, made up of brown grey marls
that marks the basal Paleocene. Above this level, a new alter-
nation of limestones and grey marls occurs. Red an pink co-
lours are present in the known sections at different positions,
sometimes from basal beds other times several meters above.
Echinoids are found, Prazıar et al. (1975), and ichnofossils at
several levels.
LITHOFACIES OF THE CRETACEOUS-TERTIARY
BOUNDARY IN SOPELANA
nl ot
——« 010 trinidadensis z
pP L}
zaz=N
edita z
PALEOCENE
eugubina z
SOPELANA SECTION
limestones
marlstones
marls
net surface
mayaroensis
A
MAASTRICHTIAN
Be BG
—toraminifera #
Fr 7 EEE
EEE
Vanıshing
% of
nannoplankton
species
Fig. 3. The Sopelana section: changes in its planktonic mierofossils. 1: ratio between number of specimens
belong to the Heterohelicidae and Globotruncana (2 keels). 2: ratio between number of specimens of
R. fructicosa (Egger) and P. acervulinoides (Egger).
The studied detailed section is 12 m thick, from latest Maa-
strichtian to Lower Paleocene age. The upper Maastrichtian
A. mayaroensis zone is 55 m thick (Figure 3) with reddish
and purple marls and an important intercalation of grey lime-
stones and marls. The rate of sedimentation is 30 bubnoff
(30 m/M. y.), for a duration of A. mayaroensis zone of 1,8
M. y., which is slower than in Zumaya, 40-80 b. accordingto
PErcıvaL & FiscHEr (1977).
The top of the purple marls has a distinct burrowed surface.
Organic activity of detritivorous animals is high, as is shown
by the many, partially disolved foraminiferal tests found in
these beds, either isolated or in tubular clusters.
665
Above the purple marls are 32 cm of brown grey marls; the
basal2 cm are richer in clay and their colour is browner. They
represent the start of paleocene times. Above this bed one
finds an alternation of grey and pink limestones, mostly mi-
eritic and marls. Thickness of beds is about 20-30 cm for the
limestones and 2-4 cm, exceptionally 10 cm, for the marls,
bed boundaries are distinct in the basal part, later they become
gradual. The rate of sedimentation is near to 4 bubnoff for a
duration of G. (E.) edita Zone of IM. y. Thisrate is 7to 8 t-
mes slower than in the Upper Maastrichtian age. In general,
the rate of sedimentation is 2-3 times slower in Sopelana than
in Zumaya.
BIOSTRATIGRAPEN
The A. mayaroensis Zone, G. (E.) eugubina Zone, G. (E).
edita Zone and G. (E.) trinidadensis Zone of planktonic fo-
raminifera have been found in the Sopelana section. In addi-
tion the calcareous nannoplankton zones of M. murus,
M. prinsüi, M. inversus and C. tennis have been identified.
The presence of C. danicus zone is uncertain because no ty-
pical C. danicus has been found in the section.
Foraminifera. These are found in rich associations,
mainly in A. mayaroensis Zone. Planktonic foraminifera are
dominant throughout the Sopelana section, only in the Lo-
wermost Paleocene are benthonic foraminifera more abun-
dantthan planktonic ones. The number of planktonic forami-
nifera species found in A. mayaroensis Zone is 47, mostly
with few specimens. The more abundant and common species
are: Globotruncana arca (Cusuman), Globotruncanita stuar-
tiformis (Dausıez), Globotruncana contusa (CusHMAN),
G. falsostuarti Sıcar, Globotruncanella havanensıs (VooR-
wıJK), Racemiguembelina fructicosa (EGGer), Planoglobulina
acervulinoides (EGGER), Psendotextularia elegans (RzEHAk),
Heterohelix spp., etc. The species Abathomphalus mayaro-
ensis (BoLLi), although generally present, is not abundant and
we have found no specimens in the last 1,5 m of the purple
marls.
The lower boundary of A. mayaroensis Zone is defined by
the appearance of that species, the upper boundary is defined
by the extintion of the Cretaceous planktonic foraminifera.
The foraminiferal association of the lower part of A. mayaro-
ensis Zone is dominated by a species of Globotruncana, such
as the G. arca and G. falsostuarti groups. Other specimens
have been identified as G. insignis, G. rosetta, G. stephenso-
ni, G. patelliformis and G. walfischensis. Toward the upper
part of this zone, the spiroconvex species, such as G. orienta-
lıs, G. esnehensis, G. patelliformis, G. walfischensis and
Globotruncanella piramidalis occur in higher numbers. We
have observed several changes in the planktonic foraminiferal
association in the last half meter of purple marl: a) the Hete-
rohelicidae are more abundant than twin keeled Globotrun-
cana spp., which were the more abundant species during
most ofthe A. mayaroensis Zone; b) R. fructicosa is replaces
by P. acervulinoides as the dominant species among the He-
terohelicidae; c) a slight, gradual decrease in planktonic fo-
raminifera is noted, from 95% to 87%; d) the number of
planktonic foraminifera species decrease from 4544 to 26 in
the last sample of Maastrichtian age, in which we have not
found G. contusa, G. havanensis, T. scotti and R. rotunda-
ta. R. fructicosa is reduced in number by a factor of 3.
Globigerina (Eoglobigerina) eugubina Zone: this is repre-
sented by the grey marls above the purple marls of the upper-
most Maastrichtian age. Its lower boundary is defined by the
extinction of cretaceous Globigerinacea, in Sopelana, the first
appearance of G. (E.) eugubina is later (Figure 4), like that of
G. (E.) fringa. Four species have been found in the G. (E.)
eugubina Zone, always with few specimens. The upper
boundary is defined by the appearance of G. (E.) edita. Be-
low the first definite occurrence of G. (E.) edita there ıs a lı-
mestone bed, 27 cm thick, which in thın section shows some
specimens referable to this species. Therefore, the exact posi-
tion of the boundary is not well marked.
In addition to these Paleocene species specimens of upper
Maastrichtian foraminifera, are present, ofter showing signs
of dissolution. These specimens decrease in number toward
the top.
G. (E.) edita Zone: The lower boundary is defined by the
first occurrence of the species Globigerina (Eoglobigerina)
edita in marls. The planktonic foraminifera association have
as main species: G. (E.) triloculinoides, G. (E.) varıanta and
G. (E.) taurica. The species G. (E.) psendobulloides is not
well represented, therefore we have prefered G. (E.) edita to
define its equivalent biozone. The upper boundary is defined
by the first occurrence of G. (E.) trinidadensis, marker ofthe
next zone.
In the lower part of the G. (E.) edita Zone some species
from the G. (E.) eugubina Zone can be found. The upper
part is characterised by the occurrence of G. (P.) compressa
in addition to the main species previously cited. We have de-
termined 12 species of planktonic foraminifera in this zone.
G. (E.) trinidadensis Zone: The lower boundary is defined
by the first occurrence of the species Globigerina (E.) trıni-
dadensis. That first occurrence is not well defined because of a
limestone bed, 26 cm thick, which presents the same problem
as the first occurrence of G. (E.) edita. We have only studied
the lower part of this zone; its planktonic foraminifera asso-
ciations are characterised by the occurrence of G. (E.) trıni-
dadensis and G. (E.) incostans, in addition to the species al-
ready present in the G. (E.) edita Zone, which are the main
ones.
666
IN
ar
EN
AN
00hS- 9 d'IN
ER=
Seh-
S
<
SzE-
O8T-
0E-LE+
Buddy DO OUU OT
r
HNDoFUIORNMWFUIONSDDOHRI
an
1/9 uo- satdues
uoT2095
VNVTIdOS
MAASTRICHTIAN
>
ep}
[32]
mayaroensis
zones
. stephensoni
A. mayaroensis
. walfischensis
. rotundata
H. planata
= subcarinatus
stuartiformis
G. stuarti
6. arca
GC. aff. arca
G. falsostuarti
B aff. falsostuarti
. orientalis
. gagnebini
. contusa
Beeren
1
G. havanensis
G. piramidalis
R- fructicosa
P. acervulinoides
P. elegans
G. esnehensis
T. scotti
G.(E.). eugubina
G.(E.). fringa
.(E.). edita
.(E.) taurica
.(E.) triloculinoid
G.(E.) varianta
G.(E.) pseudobulloid
G.(P.) compressa
G.(E.) trinidadensis
G.(E.) inconstans
Fig. 4. Record of the planktonic foraminifera in the Sopelana sec-
tion.
Nannoplankton: In the Cretaceous part of the Sopelana
section, the nannoplankton biozones of Micula murus and
Micula prinsii have been determined, the last only a few cm
thick. Both zones have similar assocıations of coccoliths, the
main species being Arkhangelskiella cymbiformis, Cribro-
sphaera ehrenbergii, Micula decussata, Prediscosphaera creta-
cea and Watznaneria barnesae. Only the occurrence of Mi-
cula prinsii in the uppermost Maastrichtian, distinguishes its
zone from that of M. murus. Species with long stratigraphi-
cal occurrence, generally considered as a persisting type
which passed the cretaceous/Tertiary boundary, such as Cy-
clagelosphaera reinhardtii, are very rare in the upper Cretace-
ous of Sopelana and they start to occur regularly from the
M. prinsii Zone (Figure 5).
Markalius inversus Zone - NP 1
The lower boundary of this zone has been redefined several
times since its discovery. At first it was based on the appea-
rance of Markalius astroporus by Hay & MOHLER (1967), sub-
stituted by that of Biantholithus sparsus by PERCH-NIELSEN
(1969) and then by the extinction of Arkhangelskiella cymbi-
formis and other Cretaceous species by Marrını (1971). The
first definition was proved invalid as M. astroporus is already
present in the Upper Cretaceous. The second is difficult to use
as it is based on a species which is usually rare. Finally, the
Cretaceous extinction line is somewhat ambiguous. A new
eriterium introduced by RomEın (1979) puts the lower limit of
the first Tertiary nannoplankton zone in correspondence to
the mass occurrence (or increased frequency) of Braarudo-
sphaera bigelowi and/or Thoracosphaera operculata. Using
this definition, which is the only one applicable to our sec-
tion, we place the lower limit of NP 1 Zone between the M4h
Micula murus
prinsii
Markalius inversus
NP1
C.
NP2/NP3?
?)
V
juepunge
1/3 w>2zr sojdwesg
uUoWWwo»
juepunge
A Abundanee |
=] Preservation |
NANNOPLANKTON ZONES
Ahmullerella octoradiata
Arkhangelskiella cymbiformis
Ceratolithoides aculeus
Ceratolithoides kamptneri
Chiastozygus amphipons
Cretarhabdus conicus
Cribrocorona gallica
Cribrosphaera ehrenbergii
Cylindralithus serratus
Eiffellithus turriseiffeli
Lithraphidites quadratus
Lucianorhabdus sp.
Manivitella pemmatoidea
Microrhabdulus sp.
Micula decussata
Micula murus
Micula prinsii
Prediscosphaera cretacea
Reinhardit. pseudanthophorus
Stradneria crenulata
Watznaueria barnesae
Zygodiscus spiralis
Biscutum spp.
Braarudosphaera bigelowii
Braarudosphaera turbinea
Chiastozygus ultimus
Cyclagelosphaera reinhardtii
«-»-|Markalius
inversus
Octolithus multiplus
Placozygus sigmoides
Thorac. operculata and spp.
Biantholithus sparsus
Braarudosphaera alta
Crepidolithus sp.
Crepidolithus dirimosus
--|Cruciplacolithus edwardsii
*-|Cruciplacolithus primus
| Cruciplacolithus tenuis
Ericsonia cava
Lanternitus duocavus
*-|Markalius apertus
Micranth. fornicatus and spp
*-|Neochiastozygus modestus
Neochiastozygus primitivus
mayaroensis
eugubina
--|Neocrepidolithus fossus
PLANKTONIC FORAMINIFERA
ZONES
Fig. 5. Record of the calcareous nannoplankton in the Sopelana section.
667
668
and PO samples, that is between the purple and the grey
marls. The lower boundary is characterized by a Thoraco-
sphaera spp. flood associated with the uppermost Cretaceous
coccoliths and by a marked increase in the frequency of the
persisting species Cyclagelosphaera reinhardtii. Apart from
these differences the association of the basal part of the grey
marls is the same as that of the purple marls. Cretaceous coc-
coliths are found everywhere in the basal levels of the Tertiary
and are commonly considered as reworked. In general this
presence is sporadic and/or of low frequency. In our case,
however, this hypothesis of reworking is hard to uphold and
we belive that the most characteristic and widespread species
of the Upper Maastrichtian pass beyond the lower limit of the
NP 1 zone, defined according to RomEm (1979). Therefore,
based on nannofossil associations, there exist a continuity
between the top of the purple marls and the beginning of the
grey marls. The drastic reduction of the Cretaceous species
takes place inside the grey marls, between samples Pl and P2,
and we believe that from sample P2 on the Cretaceous forms
can be on the whole considered as reworked. Also, the first
true Cenozoic species appears at this time, when specimens of
Cretaceous species become rare in the associations.
A first increase in the frequency of Braarudosphaera takes
place in the upper part of the grey marls, in sample P5. This
phenomenon increases from sample DI on, where several
species of Braarudosphaera, such as B. bigelowiüi, B. turbi-
nacea and B. alta have been recognized. The type of the last-
named species comes from the Lower Paleocene of the Bar-
ranco del Gredero (Murcia) section in the SE of Spain. The
first definate occurrence of Biantholithus sparsus was noted in
sample D1, where also Markalius apertus appears. This last-
named species was described from the upper part of the basal
Danian D1 zone of Denmark by PercH-Niesen (1979). So its
occurrence in our section allows a correlation between the
grey marls and the lower part ofthe NP1 zone in the type Da-
nian. The first specimens of Cruciplacolithus primus appears
in sample D5 and at same time Micrantholithus enters the as-
sociations. The main species of the M. inversus Zone of So-
pelana section are Thoracosphaera spp. and C. reinhardtü
for the lower part associated with Braarudosphaera spp.,
Octolithus multiplus, and rare incoming Cenozoic species in
the upper part of the zone.
Cruciplacolithus tennis Zone - NP2/NP3?
The first occurrence of C. tenuis in sample D6 marks the
lower boundary of this zone, it falls in the middle part of the
G. (E.) edita Zone of planktonic foraminifera. Besides com-
mon persisting forms of the underlying zone, Ericsonia cava
and Micrantholithus fornicatus are the main species associa-
ted with the growing group of the incoming Cenozoic forms.
No typical specimens of Chiasmolithus danicus were found
in the examined samples of this section. However, the pre-
sence of Neochiastozygus modestus, which according to
PERCH-NiELsENn (1981) evolves from N. primitivus in Zone
NP3, suggests that sediments of this age could be represented
in the upper part of the section.
SIMILARITIES AND DIFFERENCES WITH OTHER
SECTIONS
The lithology of the Sopelana section is similar to the litho-
logy of the classical section of Zumaya, also to the section of
Biarritz studied by PErcH-Nieısen (1979) and the section of
Lattengebirge in the Calcareous Septentrional Alps studied
by Herm, HırLEgranDT and PERCH-NIELSEN (1981). All these
sections have a marls bed related with the C/T boundary.
Other well known sections, such as Gubbio (Italy), LUTERBA-
CHER & PREMOLI SıLvA (1962), and Caravaca (SE Spain), AgraHı
(1975) and Smır (1977), show slight differences: the former is
more calcareous and the latter is richer in clay. These sections
have a burrowed level, sometimes hardened, in which most
species, or all, of the upper Cretaceous planktonic foramini-
fera are extinguished.
According to Smit & Ten KATe (in press) the occurrence ofa
zone without fossils between the mass-extintion of Cretace-
ous planktonic foraminifera and the first sure occurrence of
Cenozoic species is quite common. The Sopelana section
shows the first definate specimen of G. (E.) eugubina
8-10 cm above the Burrowed surface of the purple marls, al-
though there are, in that interval, some specimens which
might be referable to G. (E.) engubina and G. (E.) fringa.
Therefore, the Sopelana section has strong similarities with
the Zumaya, Biarritz and Lattengebirge sections, but in the
last case there is an interval with G. (E.) fringa and without
G. (E.) eugubina. Therefore, we have not identified a Gu-
embelitria cretacea zone, SMiT (in press). The poor state of
preservation of the upper Cretaceous planktonic foraminifera
found in our G. (E.) eugubina Zone has led us to think they
are not “in situ”.
The nannofossil species in Sopalana C/T boundary are si-
milar to those of the Lattengebirge, Zumaya and Biarritz sec-
tion, mainly due to the large numbers of specimens of Thora-
cosphaera spp. following the extinction of Cretaceous plank-
tonıc foraminifera species. However the occurrence of
M. prinsiüi in the Biarritz section is different, as it occurs here
over several meters, whereas in the Lattengebirge and Sope-
lana sections it only occurs in athickness of 10-15 cm on both
sides of the C/T boundary.
The occurrence in the lowermost grey marls at Sopelana of
Thoracosphaera spp. with Cretaceous coccoliths species in
similar relative abundance as in the upper Cretaceous beds
and without Cenozoic coccoliths species, has led us to think
there are levels in Sopelana not represented in Biarritz, or that
there is more reworking of Cretaceous fossils in Sopelana than
in Biarritz. The Zumaya and Sopelana sections however show
the same associations.
There are some differences between Sopelana, Zumaya and
Lattengebirge sections during the Paleocene age. Associations
have not allowed us to make subdivisions within the M. ın-
versus Zone (NP) as they did in Lattengebirge. Chiasmoli-
thus danicus was not found whereas it seems to occur in Zu-
maya, PercıvaL & Fischer (1977), although it occurs here at
the same level as C. tenuıs.
Differences to Biarritz are clear, the M. inversus (NPI)
Zone is 1 m thick, whereas in Sopelana it is 2 m. This diffe-
rence is contrary to what can be observed in the top of the
Maastrichtian; an explanation for this could be a change ofthe
669
rate of sedimentation near the C/T boundary, or different
erosion in the uppermost Maastrichtian and lowermost Pa-
leocene of both sections.
CONCLUSIONS
The biostratigraphy we have recognised - the A. mayaro-
ensis, G. (E.) eugubina, G. (E.) edita and G. (E.) trinidaden-
sis zones with planktonic foraminifera and the M. murus,
M. prinsü, M. inversus, C. tennis and C. danicus? zones
with coccoliths- is that generally utilized by most authors for
the Cretaceous-Tertiary boundary succession.
. Accurate studies of the biozones show interesting differen-
ces in those closer to the C/T boundary. The M. prinsii Zone
is less well represented in Sopelana than in Biarritz and Cara-
vaca; on the other hand, the M. inversus Zone is better repre-
sented in Sopelana than in Biarritz.
Thus it is especially difficult to characterize biozones like
Guembelitria cretacea, whose short duration makes its ab-
sence in the stratigraphical record very likely. Maybe, that
zone is equivalentto the G. fringa Zone as its authors, HErm,
HILLEBRANDT & PERCH-NIELSEN (1981), have proposed, ba-
sing their argument on the probable occurrence of G. fringa
specimens, smaller than 0,1 mm, in Caravaca as in Lattenge-
birge. This is not the case in Sopelana however, because
G. (E.) fringa occurs at the same levels as G. (E.) eugubina,
and only in the lower 2-3 cm of grey marls could it be repre-
sented.
PLANKTONIC FORAMINIFERA SPECIES
Plank. foram.
num f speci
Forame umber of species
100 % o 100%
DANIAN
zone
mayaroensis
MAASTRICHTIAN
In any case, it is necessary to remember thatthe G. (E.) eu-
gubina specimens of Lattengebirge have a size of 0,125 m,
whereas, in the lowermost G. eugubina Zone in Sopelana,
we found G. (E.) fringa and G. (E.) eugubina which were
both less than 0,1 mm. Therefore we must ask ourselves ifthe
first occurrence of G. (E.) eugubina in Lattengebirge is later
than in Sopelana. If the answer is yes then the validity of the
G. fringa Zone is doubtful, as the key for establishing the
G. fringa Zone in Lattengebirge lies in the different time of
the first occurrence of both species.
When we correlate the Sopelana and Zumaya sections with
various parameters, for instance with the percentage of plank-
tonic foraminifera; the number of species of planktonic fora-
minifera; the nannoplankton, etc. (Figure 6), we find astrong
similarity between both sections. In our opinion, the most in-
teresting characteristic which they share are some gradual
changes prior to the C/T boundary. These changes were al-
ready noted by Herm (1965) and later by Arıen (1975) and
PercıvaL & Fischer (1977).in Zumaya. The number of plank-
tonic foraminifera species and their relative abundance sug-
gest changes in the pelagic ecosystem prior the main C/T cri-
sis. In the same way, the calcareous nannoplankton, also pro-
vide support for this idea, although with some apparent delay.
CALCAREOUS NANNOPLANKTON SPECIES
zones
Persisting Incoming
calcareous
nannoplankton
o
>
C.tenuis zone
inversus
M.prinsii z.
Z zumaya
$ sopelana
M.murus 2.
Fig. 6. Comparison between the Sopelana and Zumaya sections by mean of its planktonic microfossils.
Zumaya section after HERM (1965), VON HILLEBRANDT (1965) and PERCIVAL & FISCHER (1977).
670
Therefore, our results are more in agreement with Cıe-
MENS, ARCHIBALD & Hıck£y (1981) regarding the nature of
Cretaceous-Tertiary crisis, than with opinion centered
around the hypothesis of catastrophic or short events.
ACKNOLEDGEMENTS
The authors are indebted to Ms. E. AreıLanız for making
several text-figures and Ms. B. BERNEDO for typing the ma-
nuscript.
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| Zieelinn | 1 | 671-676 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 — 9627
671
La speciation chez les Foraminiferes planctiques: une reponse
adaptee aux contraintes de ’environnement
Par
MICHELE CARON“)
Avec 3 figures dans le texte
RESUME
La succession des especes de Foraminiferes planctiques,
depuis leur apparition au Jurassigue moyen jusqu’au debut
des temps tertiaires, montre un double rythme &volutif:
Une lente evolution de formes primitives qui se sont
adaptees definitivement ä la vie pelagique (apr&s quelques ra-
tes) a partir du Barremien. Elles proliferent en nombre d’ in-
dividus par periode, mais restent pauvres en especes tout au
cours du Cretace. Ce sont les especes «opportunistes» qui co-
lonisent les eaux superficielles de la plate-forme et de l’ocean
ouvert selon la selection-r de Mac ArTHUR & Wırson
(1967).
De maniere repetitive, apparaissent des periodes d’acc£-
leration de la diversite et de la complexite des tests. Elles
correspondent ä un environnement plus stable, favorisant la
colonisation des eaux plus profondes par les especes «d’equi-
libre» selon la selection-K. Chacune de ces periodes se
termine par l’extinction des morphotypes les plus evolues,
principalement ceux qui s’etaient adaptes aux plus grandes
profondeurs.
Les liens evidents avec les fluctuations de l’environnement
oceanique (profondeur, gradient de temperature, nutrients,
quantite de O,...) ouvrent des perspectives pour P’utilisation
des variations des morphotypes de Foraminiferes planctiques
en paleooc&anographie.
ANBSIERAET
The succession of planktic Foraminifera species, from their
first appearance during mid-Jurassic until early Tertiary ti-
mes, shows a dual evolutionary tempo:
A slow evolution of primitive morphotypes, adapted
definitively (after some misfires) to pelagic life from Barre-
mian. They proliferate at various times, but remain poorly di-
versified throughout the Cretaceous. These are “opportu-
nist”” species (r-selected, according to MAc ARTHUR & Wir-
son, 1967) colonizing the surface waters of the shelf and ofthe
open sea.
Periods of increasing diversity and complexity of
tests occur repeatedly. They correspond with stable environ-
*) M. CARON, Institut de Geologie, Universite de Fribourg,
CH-1700 Fribourg.
mental conditions favouring the colonization of deeper wa-
ters by “equilibrium” species, according to K-selection.
Each of these periods ended with extincetion of the most
evolved morphotypes, mainly those that were adapted to the
deepest waters.
The obvious linkage with fluctuations of the oceanic envi-
ronment (height of sea level, temperature gradient, nutrients,
O,...) offers the perspective ofthe use morphotype variation
of planktic Foraminifera as a tool in palaeoceanography.
672
KURZFASSUNG
Die Abfolge der planktischen Foraminiferen-Arten, von
ihrem Erscheinen im mittleren Jura bis in das Alttertiär, zeigt
zwei unterschiedliche Entwicklungs-Rhythmen:
Eine langsame Entwicklung von primitiven Morphotypen,
die seit dem Barreme endgültig (nach einigen Rückschlägen)
an die pelagische Lebensweise angepaßt sind. Sie entwickeln
von Zeit zu Zeit hohe Individuenzahlen, aber zeigen nur ge-
ringe Diversität. Es sind „‚opportunistische“ Arten (r-Selek-
tion, nach Mac ARTHUR & Wırson 1967), sie besiedeln die
oberflächennahen Wasser der Schelfs und der offenen See.
Zeiten mit steigender Diversität und Komplexität des Ge-
häuses treten in wiederholter Weise auf. Sie entsprechen sta-
bilen Umweltbedingungen, die eine Besiedlung tieferen Was-
sers mit „Gleichgewichts“-Arten (K-Selektion) erlauben.
Jede dieser Epochen endete mit dem Aussterben der höchst
entwickelten Morphotypen, jener Formen, die an die größten
Tiefen angepaßt waren.
Die auffälligen Zusammenhänge zwischen den Entwick-
lungslinien und den Fluktuationen der ozeanischen Umwelt-
bedingungen (Meeresspiegel-Höhe, Temperatur, Sauerstoff-
gehalt, Nahrung...) eröffnen die Möglichkeiten, die Varia-
tion von Morphotypen bei planktischen Foraminiferen in der
Paläo-Ozeanographie einzusetzen.
INTRODUCTION
Les donnees actuelles sur les Foraminiferes plantiques vi-
vants montrent qu’ils sont sensibles a la temperature (reparti-
tion en provinces latitudinales) et ä la profondeur (stratifica-
tion en profondeur), (B£ 1977). La quantit& de nourriture, la
salinite, le pH de l’eau influencent egalement cette distribu-
tion qui est elle-me&me, en dernier lieu, regie par l’ensemble
des grands courants oceaniques delimitant les «grandes mas-
ses d’eau».
Les Foraminiferes planctiques fossiles sont de mieux en
mieux connus sur le plan de la taxonomie (reperage des espe-
ces, des genres), de la biostratigraphie (apparition et dispari-
tion des especes), mais nous fournissent aussi de precieux ren-
seignements sur les conditions du milieu dans lequel ils vi-
vaient (par l’analyse des isotopes stables): temperature et pro-
fondeur de la tranche d’eau occupee dans leur stade adulte, ni-
veau de productivit@ du milieu oc&anique.
1,EES:DONNEES DESLA
Elles nous fournissent une base solide pour mettre en &vi-
dence les differents morphotypes dans l’ordre de leur appari-
tion chronologique (Caron 1983, fig. 1):
Au Dogger et a l’Oxfordien, des apparitions massi-
ves, mais sporadiques, de «Protoglobigerines» indiquent une
premiere tentative des Foraminiferes pour adopter la zone
photique de l’oc&an ouvert (developpement d’une phase pela-
gique dans leur cycle vital, Masters 1977).
Au Jurassique sup£rieur, l’Echec relatif des «Proto-
globigerines» peut s’expliquer par le developpement impor-
tant des Calpionelles. Les premieres Globuligerina se retrou-
vent de maniere diffuse, mais constante, sur la bordure ex-
terne des mers Epicontinentales froides, dans les sediments du
Jurassique terminal et du debut du Cretace (GriGELIS & GoR-
BACHICK 1981).
Des l’Hauterivien, mais surtout au Barremien, les
premieres vraies Hedbergella, puis les Globigerinelloides se
developpent, abondantes en nombre mais pauvres en especes,
En suivant le developpement des Foraminiferes planctiques
au cours des temps mesozoiques et leur adaptation aux condi-
tions changeantes du milieu oc&anique, une strategie Evoluti-
ve, ä deux modes, apparait: tout d’abord, coloniser rapide-
ment un milieu ouvert par un effort reproductif de quel-
ques especes primitives, «opportunistes», du type de la selec-
tion-r des biologistes (MAc ARTHUR 1960). Investir, en un
deuxieme temps, des zones plus propicesä la proliferation des
especes, par Pefficacite de la selection-K (especes «d’equi-
libre»), (Mac Arthur & Wırson 1967). Le tempo de l’histoire
evolutive des Foraminiferes planctiques est donne, des leur
apparition dans les oc&ans, par l’alternance repetitive entre ces
periodes de colonisation en surface et ces periodes de radia-
tion adaptive vers les eaux profondes (STEINECK & FLEISHER
1978) (cf. fig. 1).
BIOSTRATIGRAPHIE
dans la zone pelagique des oc&ans, lesquels deviennent de plus
en plus profonds, de plus en plus chauds. C’estä ’ Aptien
que commence une reelle diversification des especes de ces
deux genres de type primitif.
A la limite Aptien/Albien, l’apparition des Ticinella,
puis au cours de l’Albien leur specialisation rapide et leur
proliferation, enfin l’evolution vers le genre Rotalipora sont
enregistrees dans les sediments pelagiques des mers chaudes et
profondes, non seulement de la Tethys, mais aussi de !’Atlan-
tique Nord (Centre), du Pacifique et de l’Ocean Indien. Les
Ticinella s’eteignent A la fin de !’Albien.
Au Cenomanien, c’est le regne des Rotalipora. Ces
premiers morphotypes carenes apparaissent avant la fin de
l’Albien (R. ticinensis) et &voluent rapidement au cours du
Cenomanien (R. appenninica, R. reicheli, R. cushmanı). Pa-
rallelement, les Praeglobotruncana, ainsi que les Hedbergel-
la, constituent le stock de base des especes peu €voluees, mais
& haut potentiel reproductif, presentes partout, sur les plates-
en
N
‘saxaJduos snjd ua snjd ap sasadsa,p suorssasans ap sapuojo1d snıd xnea sa] sı9a aannadaı uoneipey ‘7
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COLONISATION EN PROFONDEUR
ar les especes"d’equilibre
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INDOINY390 3NIVWOA INOlLIYH3N 3NIVWOA
674
formes des mers froıdes, mais aussı dans les mers chaudes et
profondes, aussociees aux Rotalipora.
La fin du Cenomanien est marquee par la disparition
des dernieres Rotalipora. Mais les Praeglobotruncana et les
Whiteinella supportent le stress de l’environnement («anoxic
event» et non pas regression generalisee) et prennent meme
leur essor des la base du Turonien avec proliferation d’ın-
dividus & partir de quelques especes.
Au cours du Turonien, des morphotypes de plus en
plus complexes apparaissent & partir de ces formes primitives
(developpement de I ou 2 carenes, complexite croissante du
systeme de protection ombilical...), rattaches aux genres
Helvetoglobotruncana, Dicarinella et Marginotruncana. A
part la disparition de H. helvetica et de sa lign&e, aucune ex-
tinction notable ne marque la fin du Turonien, nı le passage
Turonien/Coniacien. Par contre, l’apparition des premieres
Archaeoglobigerina au debut du Coniacien repr&sente une
tape importante dans le developpement des formes globuleu-
ses du Cretace superieur.
Aucoursdu Coniacien-Santonien, lesmorphotypes
precedents se rencontrent encore sans grandes variations, sauf
dans le groupe concavata-asymetrica dont la lignee phyleti-
que donne les reperes de la biozonation de cette periode.
Ala fin du Santonien, disparaissent les dernieres Mar-
ginotruncana et Dicarinella, mais le relais est deja assure de-
puis le milieu du Santonien par les premieres especes du genre
Globotruncana et avant la fin du Santonien par les premieres
Globotruncanita.
Le passage Santonien/Campanien est donc souligne
par un renouvellement important des morphotypes:
— disparition complete des formes &volu&es heritees du Tu-
ronıen (mono- et bicarenees),
— sp@ciation A partir d’un nouveau stock vers des especes
homeomorphes (mono- et bicarenees).
Au coursdu Campanien, se developpent parallelement
les Archaeoglobigerina et les Rugoglobigerina, formes glo-
buleuses plus ou moins ornement£es. A part la disparition no-
table de !’espece G. calcarata extrement Evoluee, aucune ex-
tinction massive ne marque la limite Campanien/Maastrich-
ten.
Le Maastrichtien est caracterise par une spe£ciation im-
portante chez tous les groupes evolues: Globotruncana, Glo-
botruncanita, Rugoglobigerina, Rugotruncana et m&me par
l’apparition de morphotypes tres sophistiques comme Aba-
thomphalus, Psendotextularia, Racemiguembelina. Les
groupes peu €volues comme Globigerinelloides, Heterohelix,
Guembelitria, Globotruncanella et Hedbergella fournissent
peu d’especes.
La fin du Maastrichtien est marquee par !’extiriction la
plus massive du Cretace: toutes les especes evoluees (carenees,
ornees, Epaissies, A plaques ombilicales complexes) disparais-
sent, brutalement semble-t-il. Rares etaient les morphotypes
ayant conserv& leurs caracteres ancestraux au cours du Maa-
strichtien. Ce sont les seuls qui fournissent quelques survi-
vants A l’oree des temps tertiaires: ä tests petits, globigerini-
formes, les moins marques par l’evolution du Cretace sont les
pionniers de la colonisation du Tertiaire.
II. LECONTROLE PALEOBIOGEOGRAPHIQUE
Les morphotypes globuleux et les morphotypes carenes
montrent une distribution geographique (pour une periode
donnee) particulierement nette dans les aires de depöt qui re-
coupent la partie superieure du talus et la plate-forme externe
(Western interior et plate-forme du Texas aux USA, plate-
forme de l’Europe du NW, Golfe de Guinee en Afrique...).
Si la «depth stratification» des Foraminiferes planctiques dans
les mers chaudes du Cretace est une realite, le rebord de la pla-
te-forme est en effet la zone la plus favorable pour enregistrer
les fluctuations de cette «pluie pelagique» (fig. 2, adaptee de
Harr 1980: 292). Toutefois on doit garder en m&moire le fait
que tout foraminifere planctique est un fossile deplace par
rapport ä son milieu de vie, ’importance des courants sur le
morphotypes
peu profonds
plateforme talus — > haute mer
Fe en = = on
IRSR_ 8 a9 9m ®
=> | \ ®
' I
ı J! NED \
morphotypes \ a) Mi N 51
peu profonds jelnsa a an = 200m
& \ \ \
\
{
& intermediaires
morphotypes
y compris
les plus profonds
Fig. 2. Enregistrement idealise des Foraminiferes planctiques dans
les sediments du rebord de la plate-forme des mers temperees et chau-
des (icı au Turonien).
trajet venant perturber plus ou moins la distance d’enfouisse-
ment.
D’autres contröles ont &te actuellement effectues par les
isotopes stables de !’O, qui indiquent la profondeur (ou plu-
töt la temperature) relative de vie des differentes especes du
Cretace (DousLas & Savın 1978). Les donnees actuelles de la
distribution des Foraminiferes planctiques vivants dans la co-
lonne d’eau (BE 1977) corroborent ces deductions (HART &
BaıLey 1979).
Sur la base de ces differentes donnees, deux types d’associa-
tions, en fonction dela distribution en profondeur, ont
ete definis pour les Foraminiferes planctiques du Cretace.
Une association d’eaux peu profondes, comprenant les
formes globuleuses, biseriees, planispiralees ou trochospira-
lees, de petite taille, ä test peu Epais, de type peu evolue.
Une association d’eaux plus profondes, comprenant les
formes plus grandes, & test Epais, trochospiralees essentielle-
ment, carenees, ornees, plus complexes, de type Evolue.
Ces types d’associations correspondent plus ou moins bien
& la distribution entre la plate-forme et la haute mer. De plus,
les Foraminiferes planctiques £tant sensibles ä la temperature,
cette m&me distribution se retrouve en latitude: les formes
globuleuses, primitives, A faible diversite, dominent sur les
plates-formes des mers froides; les formes caren&es, evoluees,
ä haute diversite, dominent dans les mers chaudes, plus pro-
fondes.
ITSEZINTERPRETATIONSBIOLOGIOUE
L’habitat preferentiel des Foraminiferes planctiques n’est
pas constant au cours du cycle vital. Ce cycle repose sur une
alternance des generations (sexuee et asexuee) avec gametes et
embryons liberes par le test maternel dans le milieu oceani-
que. Certains cycles, tres courts, correspondent aux especes
primitives, rapidement matures, A adultes peu differencies, de
petite taille et abondante descendance. Par contre, les cycles
plus complexes, plus longs, donnant des adultes ä tests evo-
lues et de plus grande taille, ont une phase sexu&e qui se fait ä
grande profondeur (> 500 m?): cette migration verticale n’est
ni diurne, nı saisonniere A proprement parl&, mais ontogeni-
que (Lıpps 1970).
Une premiere consequence de ces migrations, vers le bas,
des adultes carenes c’est la necessite d’une grande profondeur
d’eau pour que la totalite du cycle s’accomplisse sans con-
trainte dans le milieu oc&anique: le rebord de la plate-forme
est en quelque sorte une barriere biologique entre morphoty-
pes carenes et morphotypes globuleux (revoir distribution
fig. 2).
Une deuxieme consequence importante, c’est que cette mi-
gration verticale est un avantage pour les formes qui peuvent
(ou qui doivent) s’y adapter:
la competition en profondeur diminue pour les embryons,
P’adaptation ä des profondeurs variables engendre une spe-
ciation elevee,
enfin, un certain isolement geographique en decoule qui fa-
vorise la maintenance de l’espece.
Enfin, la troisieme consequence, c’est que les formes globu-
leuses de type primitif, qui ont un cycle vital court, peu pro-
fond, sont nettement avantagees pour vivre sur la plate-for-
me, milieu pourtant plus instable que l’ocean ouvert.
Ainsi se dessine un modele de colonisation du do-
maine pelagique par les Foraminiferes planctiques. Il s’agit
d’une strategie adaptative qui agit en deux temps (revoir
fig. 1):
1. En un premier temps, il y a essaimage, dans les eaux super-
ficielles de l’ocean, d’especes primitives, originaires de
formes benthiques adaptees ä la vie planctique. Ces mor-
photypes tres prolifiques profitent au maximum de l’ap-
port important de nutrients dans les eaux oc&aniques de
surface. Ce sont les especes «opportunistes» de Mac Ar-
THUR (1960), qui caracterisent les periodes ä faible diversite
et grand nombre d’individus par espece (r-selection de
Mac ARTHUR & Wırson 1967). Cette selection n’est pas
contrölee par les interactions biologiques, mais unique-
ment par les conditions physico-chimiques du milieu oce-
anique (LEvINTON 1970).
2. En un deuxieme temps, sous la contrainte de l’environne-
ment (recherche de nıveaux plus riches en nourriture?), il y
a colonisation des couches plus profondes de l’oc&an, par
modifications successives des tests qui s’adaptent ä des ni-
veaux de densites variables. C’est la selection-K par les
especes dites «d’Equilibre», en periode de stabilite, dans un
milieu qui offre une multitude de niches Ecologiques bien
stratifiees (Mac ARTHUR & Wırson 1967).
Les radiations et extinctions de ces morphotypes au cours
des temps cretaces montrent une alternance entre la domi-
nance des formes globuleuses ä faible diversite et ladominance
des formes Evoluees, ä forte diversite (Tarran 1971). Ces as-
sociations ayant des preferences distinctes de temperature et
de profondeur d’habitat, il parait logique de chercher un lien
entre leur Evolution et celle des variations du niveau de la mer
(Lipps 1970; VALENTINE & Moores 1970).
GENOMANIEN TURONIEN CONIAGIEN | SANTONIEN CAMPANIEN MAASTRICHTIEN
Heterohelix a ”
S le
©
Globigerinelloides 3 3
=
= &
>
Hedbergella = =
2 a
3
Ss o
Whiteinella — — — — Globotruncanella ° E
||:
Archaeoglobigerina E ”
° o
lies
Rugoglobigerina e e>
Praeglobotruncana ————— ) Ss:
»|[2°
Rugotruncana . ee
Marginotruncana ——— 1 \ 8 3
e
Globotruncana u =
Dicarinella = =
Rotalipora E 5
Globotruncanita E|\ 5
Helv. — \ € =
appenninica a €
E 5
5 e io
AST concavata s
cushmani ;/ elevata E an S
helvetica een ventricosa iÄN\, gansseri t A
! ! H
{ Sl low low
high sea high 2- high high Se high high
level 5 *“o
°® o®
seo =
Fig. 3. Lien entre la morphologie du test et la profondeur d’habitat chez les Foraminiferes planctiques du
Cretace superieur (avec incidence des mouvements eustatiques sur P’apparition et l’extinction des especes
profondes).
676
En comparant les courbes des variations eustatiques (VAIL,
MıTcHum & Thompson 1977; Hancock & KAUFFMANN 1979)
avec les periodes de renouvellement des morphotypes pro-
fonds au cours du Cretace superieur, on obtient une assez
bonne correlation, mise en @vidence par Harr (1980).
Chaque fois que la profondeur d’eau augmente sur la plate-
forme, on observe une Evolution des especes vers le morpho-
type idealise, plan-convexe, le plus profond. Ainsi prennent
naissance les especes hom&omorphes, mais heterochrones,
qui soulignent les periodes ä hauteur d’eau maximum (R. rei-
cheli, H. helvetica, D. concavata, Gta. elevata, Ga. ventrico-
sa, R.? gansseri) (cf. fig. 3). Les diminutions de la tranche
d’eau sur la bordure externe de la plate-forme viennent en al-
ternance balayer ces especes trop sp£cialisees, sensibles aux
moindres variations de l’environnement. On a cherche l’ex-
plication dans un lien direct avec la profondeur d’eau du cycle
vital complet, mais si ce facteur £tait la seule contrainte de
P’environnement une migration laterale, vers le large, suffirait
pour retrouver la tranche d’eau minimale necessaire. Une
autre hypothese logique serait un lien Etroit avec l’intensite
des upwellings qui representent les ressources trophiques
majeures des environnements oceaniques (cf. Lıpps & Mir-
CHELL 1976). On ne peut cependant appliquer ce modele au
remplacement des Rotalipora par les Marginotruncana, A la
limite du Cenomanien-Turonien, nı a celui des Marginotrun-
cana, par les Globotruncana avant la fin du Santonien.
En effet, ces deux periodes correspondent ä un haut niveau
de la mer et c’est par asphyxie, due au developpement d’une
large zone anoxique (SCHLANGER & JENKYNS 1976) sur et au
voisinage de rebord de la plate-forme, que ces especes ont &t&
eliminees. Pendant toutes ces periodes de crise, les especes
globigeriniformes, plus resistantes, supportent mieux les
conditions precaires assez semblables ä celles qui regnent ha-
bituellement sur la plate-forme. Quand le mouvement de des-
cente des eaux est couple avec un refroidissement important,
comme c’est le casäla fin du Maastrichtien, on peut s’attendre
a ce que les seuls (rares) survivants ne puissent tre que les plus
resistantes parmi les especes des mers froides et peu profondes
(cf. Lipps 1970).
En resume, la reponse des Foraminiferes planctiques aux
contraintes de l’environnement est d’une grande souplesse
dans la speciation:
En periode d’instabilite ou de crise, ce sont les especes pri-
mitives, les moins differenciees, les plus robustes, qui resi-
stent, reprennent l’avantage, puis essaiment en haute mer.
En periode de stabilit€ du milieu, de nouvelles especes ap-
paraissent A partir du stock primitif, envahissant toutes les ni-
ches ecologiques auxquelles elles s’adaptent parfaitement. Ce
sont les «morphotypes optimises» de STEINECK & FLEISHER
(1978), beaucoup trop specialises pour resister A un change-
ment important de l’environnement.
Le processus se repete A chaque p£riode de diversification
au cours du Cretace superieur et de maniere plus evidente lors
de la radiation du debut des temps tertiaires.
BIBEIOGRAPRHIE
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677
ISSN 0373 — 9627
Taxonomie et phylogenie de la famille des Globotruncanidae
Par
MICHELE CARON*)
Avec 2 figures dans le texte
ABSTRACT
The classification of Cretaceous planktic Foraminifera, at
the generic level, has evolved so much over the last years that
it has become necessary to summarize the present state of the
art.
The obvious morphological features are no longer the basıs
of a natural classification, although presence or absence of
keels, height ofthe spire and shape of umbilical sutures are va-
lid criteria for routine determinations. Very well preserved
specimens, such as those from DSDP and IPOD, have allo-
wed close examination, under the SEM, of apertures, umbili-
cal plates and imperforate peripheral bands. The details of
their morphology, which now form the basis of classification
at generic level, are well recognized.
The criteria for generic determination of the Globotrunca-
nidae are listed in hierarchical order (1-8).
The gradual shift of the primary aperture into the umbilical
area and the progressive development of a complex system
coveringthe umbilicus are evolutionary criteria whose impor-
tance has been shown over the last years.
Three new genera are being defined as a consequence of
more reliable morphological criteria and phylogeny: Falso-
truncana, fornicata-group n. g., gansseri-group n. g.
The eighteen genera of the highly diversified Globotrunca-
nidae family have Hedbergella, whose less evolved species li-
ved throughout the Cretaceous period, as acommon ance-
stor.
KURZFASSUNG
Die Aufspaltung der planktischen Kreide-Foraminiferen
auf dem Gattungs-Niveau in den letzten Jahren macht eine
neue Merkmals-Diskussion notwendig.
Die auffälligen morphologischen Merkmale der Gehäuse
bilden nicht mehr die Grundlage der Klassifikation, obwohl
z. B. die An- oder Abwesenheit eines Kieles, die Höhe der
Spira und der Verlauf der umbilicalen Suturen durchaus wert-
volle Kriterien für Routine-Bestimmungen darstellen. Sehr
gut erhaltenes Material vom DSDP und IPOD ermöglichten
Untersuchungen an den Öffnungen, Umbilical-Platten und
an den imperforierten Peripherie-Bändern. Morphologische
Unterschiede an diesen Merkmalen bilden nun die Grundlage
der allgemein anerkannten Gattungs-Einteilung.
*) M. CARON, Institut de Geologie, Universite de Fribourg,
CH-1700 Fribourg.
In hierarchischer Anordnung werden die Kriterien für die 8
Gattungen bei den Globotruncanidae aufgeführt. Die
schrittweise Verlagerung der Primär-Mündung in den Umbi-
lical-Raum und die Ausbildung einer komplexen Abdeckung
der Umbilicus sind Entwicklungsrichtungen, dessen Bedeu-
tung in den letzten Jahren übersehen wurde. 3 neue Gattun-
gen können nunmehr morphologisch abgegrenzt werden:
Falsotruncana, fornicata-Gruppe n. g., gansseri-Gruppe
n. 8.
Die 18 Gattungen der hoch-diversen Familie der Globo-
truncanidae haben Fedbergella, deren wenig entwickelten
Arten während der ganzen Kreide auftreten, als gemeinsamen
Vorfahren.
678
INTRODUCTION
La classification des Foraminiferes planctiques du Cretace
necessite une revision sur les nouvelles bases jetees par LOEB-
LICH & TApran, 1973, et par STEINECK & FLEISHER, 1978. L’idee
generale est qu’il ne faut pas dissocier la morphologie (base
des classifications classiques anterieures) de la phylogenie.
On sait actuellement que les organismes planctiques reagis-
sent aux contraintes de l’environnement par une tres grande
souplesse dans le mode et le rythme de leur evolution (Tar-
PAN, 1968; Lipps, 1970; Tapran, 1971). Les periodes de coloni-
sation ou de stress, favorables aux especes robustes (de type
peu evolue, globigeriniformes) alternent avec des periodes ä
haute diversite et complexite croissante. La varıabilite des
morphotypes chez les foraminiferes planctiques est centree
sur le probleme essentiel que ces organismes doivent resou-
dre: flotter dans un milıeu ä viscosite variable, en se mainte-
nant dans leur tranche d’eau optima par toutes sortes de moy-
ens mecaniques (tests fins ou Epais, plus ou moins perfores,
globuleux ou aplatis ou carenes; ouvertures larges ou &troites,
protegees ou pas; surface des loges lisse, ou ä pustules, ä &pi-
nes ou Arugosites). La marge de manoeuvre est Etroite, ce qui
explique ä la fois les convergences et les parallelismes.
La succession des morphotypes au cours du Mesozoique
(CAaron, Kreide 1982) montre qu’ä plusieurs reprises, les
especes primitives ont evolue selon une sequence identique
depuis le type globigeriniforme de surface, vers le type plan-
convexe, le plus profond. Ces repetitions paralleles condui-
sent, a l’evidence, ä des types homeomorphes, mais hetero-
chrones, que la nouvelle classification ne peut regrouper indi-
stinctement sur la base de crıteres morphologiques identiques.
La phylogenie, qui reconstitute les Etapes successives depuis
les types ancestraux, est donc devenue le deuxieme pilier de la
classification.
1. PHYLOGENTE
Le schema que nous proposons ıcı (fig. 1) ent compte des
donnees les plus recentes sur les lignees evolutives (cf. biblio-
graphie in Masters, 1977; ın CARON & HOMEWOOD, ä parait-
re).
La grande majorite des formes trochospiralees du Cretace
appartient ä la famille des Globotruncanidae dont l’origine
monophyletique est acceptee jusqu’a present.
LES ORIGINES
Les formes ancestrales, du type globigerine, appartiennent
au genre Hedbergella recense A partir du Barremien. Les
premiers individus pourraient avoir des liens plus eloignes, ä
l’oree des temps cretaces, avec les Globuligerina, derniers re-
presentants du groupe des «Protoglobigerines» du Jurassi-
que. Mais ce stock de formes tres primitives, caracterisees par
la structure de sa paroı, l’architecture du test et la position de
l’ouverture principale, se place dans une lignee evolutive dif-
ferente, la famille des Favusellidae (cf. GriGELISs & GORBA-
CHIK, 1980). L’hypothese d’une phase benthique dans leur
cycle vital expliqueraitä la foıs leur origine au debut des temps
me&sozoiques ä partir des foraminiferes benthiques et leur
maintien au cours du Jurassique et du Cretace inferieur dans
les environnements de la plate-forme externe.
LES DIVERSIFICATIONS SUCCESSIVES
Par contre, les Hedbergella, des le Barr&mien sont definiti-
vement adaptees ä la vie pelagique de l’oc&an ouvert. Elles
commencent a €voluer vers la fin de l’Aptien avec l’apparition
du genre Ticinella qui fournit la premiere radiation d’especes
au cours de !’Albien (suivre la biozonation in Caron, chapitre
ın BorLı, SAUNDERS & PERCH-NIELSEN & paraitre). Le passage
aux Rotalıpora se fait sans modification du systeme apertural,
mais avec apparition de lacarene. Les especes de Rotalipora se
diversifient et proliferent au cours du Cenomanien. Pendant
cette periode, le rameau des Praeglobotruncana, issu direc-
tement des Hedbergella, reste subordonne en nombre et en
especes. La disparition des Rotalıpora Ala fin du Cenomanien
favorise alors son expansion.
Les Praeglobotruncana se diversifient ensuite au cours du
Turonien en especes de plus en plus complexes regroup£es
dans les genres Dicarinella et Marginotruncana. Cette radia-
tion va s’etendre jusqu’a la fin du Santonien qui voit dispa-
raitre les derniers representants (mono- et bicarenes) de ces
deux genres. Parallellement, de la fin du Cenomanien au San-
tonıen, evoluent les formes globuleuses. Le genre Whiteinel-
la, ıssu des Hedbergella, fournit peu d’especes mais de nom-
breux individus ä la base du Turonien. Le genre Helvetoglo-
botruncana, au Turonien moyen, connait une explosion ra-
pide mais de courte duree (semblable ä celle du genre Falso-
truncana, A& partir des Hedbergella, ä la fin du Turonien).
L’evolution lente des Whiteinella conduit au genre Archaeo-
globigerina par migration de l’ouverture principale et modifi-
cation du dispositif ombilical.
Du Campanien au Maastrichtien, on assiste A une troisieme
etape de diversification. Les Archaeoglobigerina donnent
naissance aux Rugoglobigerina qui se diversifient rapide-
ment. Parallement se developpement les Globotruncana et
Globotruncanita (hom£gomorphes les bi- et monocarenees de
la sequence precedente, Dicarınella et Marginotruncana,
dont elles ont pris le relais). Le Maastrichtien est marque par
l’accroissement de la diversite et de la complexite des especes
de presque tous les genres presents.
LA CRISE BIOTIQUE
A la fin du Maastrichtien, l’arbre phylogenetique des Glo-
botruncanidae se presente dans sa pleine extension. Les tres
nombreuses especes utilisent au mieux les substances nutriti-
ves dispersees dans l’oc&an, par une distribution bien adaptee,
679
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EARLY CRET.
LATE JURAS.
MID. JURAS.
Phylogenie des Globotruncanidae au niveau generique.
Fig. 1.
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680
dense en surface et graduellement diffuse en profondeur. Les
adaptations morphologiques des tests, ingenieusement utiles
dans cette situation stable, se revelent un handicap catastro-
phique des que l’environnement se modifie trop profonde-
ment (ou trop rapidement). Seuls survivent quelques rares re-
681
presentants des especes du type primitif (Hedbergella holm-
delensis, Globotruncanella havanensis, Archaeoglobigerina
blowi), peu adaptees morphologiquement, un atout en pe-
riode de stress.
2. MORBHOFOGITE ETFTAXONOMIE
A partir des lignes directrices de la phylogenie, des donnees
de la biostratigraphie et des renseignements de plus en plus
minutieux fournis par les observations des tests ä l’aide du
SEM (cf. rapports DSDP de 1969 ä 1982; cf. Atlas des Fora-
miniferes planctoniques du Cretace moyen; du Cretace supe-
rieur), nous avons tente de mettre au point une cle pratique
pour la determination des Globotruncanidae au niveau gene-
rique (fig. 2).
Les criteres retenus pour decrire Jamorphologie externe des
tests ont ete classes selon la hierarchie generalement admise,
du moins pour les termes d’ordre superieur (1 & 5, fig. 2).
En effet, au sein de la famille des Globotruncanidae, la mi-
gration de l’ouverture primaire dans l’aire ombilicale et la pro-
tection de cette ouverture par des plaques de plus en plus
complexes sont des caracteres ä Evolution lente dont on peut
suivre la tendance generale depuis le Barremien jusqu’ä la fin
du Maastrichtien.
Le critere 6 (l’aspect de la marge peripherique) puis le 7e
(P’alourdissement) sont directement lies ä l’adaptation du test
ä une certaine profundeur d’eau. Ce sont les caracteres que
l’on retrouve periodiquement dans les sequences repetitives :
test globuleux — tests aplatis > tests biconvexes carenes >
tests plan-convexes carenes.
Selon le rythme de la speciation, ces morphotypes sont re-
groupes (arbitrairement) sous un meme nom de genre (par
ex.: Praeglobotruncana — type primitif, monocarene — et
Praeglobotruncana - type evolue, bicarene) ou bien sous des
noms de genres differents (par ex. : Globotruncanella > Aba-
thomphalus), bien qu’il s’agisse dans chaque cas de lignees
monophyletiques.
Le 8ecritere, concernant la forme des sutures entre les loges
sur laface ombilicale, est lie ä l’etirement des loges dans le sens
de l’enroulement au dernier tour. Les morphotypes globuleux
ont toujours des sutures radiales et deprimees, mais le con-
traire n’est pas toujours exact et certains genres bicarenes
n’ont pas les sutures sigmoides et en relief classiques (par ex.:
Falsotruncana, Dicarinella et Abathompbhalus).
Pour respecter la logique de la reconstruction phylogeni-
que, de nouveaux genres ont dü Etre crees recemment:
— Falsotruncana CaAron, 1981, qui differe des Hedber-
gella par la presence de deux carenes et des Praeglobo-
truncana par l’ouverture primaire largement ouverte de
l’ombilic ä la peripherie, bordee par une simple levre.
— n. g.?= groupe des especes fornicata-contusa (nouveau
nom design& dans I’ «Atlas of Upper Cretaceous Plank-
tonic Foraminifera», ä paraitre). On y retrouve les carac-
teres des Marginotruncana dont elles sont issues (sy-
steme de portici en helice sur l’ombilic; deux carenes tres
rapproch&es), mais l’ouverture primaire a migre dans
l’aire ombilicale comme chez les Globotruncana.
— n.g. ? = groupe des varietes de gansseri dont l’origine,
encore discutee, pourrait &tre chez les Archaeoglobige-
rina (nouveau nom designe dans «Atlas of Upper Creta-
ceous Planktonic Foraminifera»).
Ainsi se regroupent actuellement dans la famille des Globo-
truncanidae une vingtaine de genres dont on a pu suivre par
Etapes successives la complexite croissante. Ils ont pour ancet-
res communs les Hedbergella, stock primitif, globigerini-
forme, jamais adapte ä la profondeur, dont on connait la lente
evolution des especes jusqu’& la fin du Maastrichtien.
BIBEIOGRAPHIE
Atlas de Foraminiferes planctoniques du Cretace moyen. (1979), RO-
BASZYNSKI, F. & CARON, M. (Ed.). — Cahiers de Micropale-
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Rue München, 1.Jal 196 ISSN 0373007
Project of an atlas of Late Cretaceous Globotruncanids
(Results of the European Working-Group on
planktonic foraminifera)
Presented by
FRANCIS ROBASZYNSKT*“)
With 3 text figures
ABSTRACT
After having revised the main species of the Middle Creta-
ceous, the European Working-Group on planktonic forami-
nifera has pursued its activities on the Late Cretaceous. Six
meetings were needed to debate the status of about a hundred
taxa belonging to the Globotruncanid family. Discussions led
to the description and illustration of some thirty species cho-
sen for their biostratigraphic value.
The vertical distribution of these species, for Tethyan and
Boreal realms, is given in a range chart which takes into ac-
count phyletic relations and asserts an eight-part biozonation.
Several genera will have to be created and some tens of forms
will fall into synonymy.
RESUME
Apres la revision des principales especes du Cretace moyen,
P BD P
le Groupe de Travail Europ&en des foraminiferes planctoni-
P B B,
ques a poursuivi ses activites en s’attachant aux formes du
Cretace superieur. Six reunions furent necessaires pour de-
battre du statut d’environ cent taxons appartenantä la famille
des Globotruncanides. Les discussions ont abouti & la des-
eription et ä P’'illustration d’une trentaine d’especes retenues
pour leur valeur biostratigraphique.
L’extension verticale de ces especes, valable pour les do-
maines boreal et tethysien, est proposee dans une charte te-
nant compte des relations phylogenetiques et soutenant une
biozonation en huit termes. Deux nouveaux genres devront
Etre crees et plusieurs dizaines de formes seront mises en sy-
nonymie.
KURZFASSUNG
Nach der Revision der wichtigsten Arten der Mittel-Kreide
hat sich die Europäische Arbeitsgruppe für planktonische Fo-
raminiferen der Oberkreide zugewendet. Bei 6 Zusammen-
künften wurden ca. 100 Taxa der Familie Globotruncanidae
diskutiert und einheitlich beschrieben. Exemplare von 30 bio-
stratigraphisch wertvollen Arten wurden für Abbildungen
ausgewählt.
*) F. ROBASZYNSKI, Faculte Polytechnique de Mons, 9, rue de Hou-
dain, B-7000 Mons, Belgium.
Die Reichweiten sowohl im Tethysbereich als im Boreal
wurden in einer Tabelle mit 8 Biozonen vergleichend darge-
stellt, unter Berücksichtigung phylogenetischer Zusammen-
hänge. Zwei neue Gattungen müssen aufgestellt werden und
mehr als 10 Arten fallen in die Synonymie.
684
INTRODUCTION
After the publication in 1979 ofthe “ Atlas of Middle Creta-
ceous Planktonic Foraminifera” by the “Special Section of the
Middle Cretaceous Events Project” (I.G.C.P. no 58), the Eu-
ropean Working Group on planktonic foraminifera decided
to clarıfy and standardize the taxonomy ofthe main Late Cre-
taceous Globotruncanids.
Meetings and participants: Since 1980, six meetings of two
or three days were organized at the universities of Bern, Am-
sterdam, Plymouth, Zürich and Rouen. The last one was ar-
ranged at Bordeaux by the Esso Company at the beginning of
May 1982.
The Group gathers more than thirty specialists from uni-
versities and petroleum companies, representing ten Euro-
pean countries (Belgium: M. MEIJER, F. Rosaszynskı; Cze-
choslovakia: J. Sara; France: P. ANDREIEFF, J. P. BELLIER, M.
BourDvon, L. Brun, F. CALANDRA, P. A. DurEugLE, R. LEH-
MANN, M. NOIREAU-CONARD; Germany: D. Herm, W. Weiss;
Holland: P. Marks, J. Postuma, A. SCHROEDER, J. Van Hin-
TE, A. WOnDers; Italy: I. Premorı-SıLva; Poland: I. HELLER,
D. PeryT; Spain: J. M. GonzaLzz Donoso, M. LamoLpa, D.
LinarEs RoDkrıGUuEz; Switzerland: F. ALLeman, H. BorLı, M.
Caron, R. HErB; United Kingdom: H. Baıtev, K. Bart, P.
Bısc, M. B. Hart, A. Swiecickt); Z. EL NaGGAR, from Saudi
Arabia, attended several meetings.
PROBLEMS AND DIFEICULTIES
As for paleozoologists, micropaleontologists are inevitably
confronted with the concept of species and with taxonomic
problems. Under the microscope, they observe populations
connected in time by phylogenetic links, but to put the com-
plex information perceived into words, they only dispose of
the binominal linneian nomenclature. Other nomenclatural
systems were suggested (for example by Ganporri 1955, By-
kova 1960, SısaıL 1966, etc.) but they are often difficult to put
into practice because of their relatively complicate transcrip-
tion.
Although the binominal system has the startcoming of be-
ing rigid and rather typologic, even artificial and too restric-
ted, it nevertheless offers the invaluable advantage of being
concise (Hudson & Fox 1962) especially when information is
MEIHOBOLOGY EOLLOWED
In order to stabilize the taxonomic position of one species,
the most convenient is to refer to the holotype, even ifthis one
does not represent the “average species”.
During the sessions, the Group had at its disposal a lot of
holotypes and paratypes, kindly lent by different institutions,
examined in museum collections (P.R.I. Ithaca, U.S.N.M.
Washington, Museums, Universities of Bäle, Paris, Stock-
holm, Strasbourg, Utrecht, Zürich, B.M.N.H. London,
etc.), or borrowed from personal collections (coll. Sıcar, coll.
of members of the Group). When holotypes were wanting,
topotypes or geographically-close hypotypes were carefully
investigated.
Having at disposal Tethyan and Boreal material, from out-
crops and oceanic sections, the Group identified some phylo-
directed to geologists, stratigraphers or to other general
earth-science workers.
Micropaleontologists are generally aware of the intraspeci-
fic variability of planktonic foraminifera and in most cases,
the holotype, sometimes defined a century ago or more, does
not represent the “average species” or the “spectro-holo-
tpye” of Sıcar, 1966. Moreover, some recently named or
well-described species are better chosen than senior ones.
Yet, because of the rules of priority, the first named species
has to be used, even if, morphologically, it is not exactly sui-
table.
Another question: in an anagenetic lineage, how many spe-
cies should be chosen to show gradually evolving morpholo-
gical characters?
BY THE WORKING-GROUP
genetic lineages, which gave a logical frame to species retained
mainly for their biostratigraphical value. In an anagenetic
branch, species are chosen and given a name each time mor-
phological changes, clearly seen under the microscope, are si-
gnificant.
Each important species, that stands out as landmark along
an evolutionary lineage, has been examined under the micro-
scope, discussed at length by all the participants, and descri-
bed integrally. Then, several specimens of the species and its
variants, issued from diverse biogeographical provinces, were
chosen to be photographied under the Scanning Electron Mi-
croscope.
The results will be published in an international journal as
an Atlas comprising about sixty plates.
685
PEIMEOGENETIGFRESUNTS
1. HIERARCHY IN MORPHOLOGICAL CHARAC-
TERS
Thanks to the observations carried out for a century with
the photonic microscope and more recently with the S.E.M.,
a hierarchy of evolutionary characters related to the test of
planktonic foraminifera has been gradually defined. The first
appearing characters are considered as the most primitive.
Arranged according to their importance, the following
morphological criteria are used to individualize higher taxa in
the Late Cretaceous Globotruncanids (details cf. Caron in
Borrı and al. ed., in press):
— position of the primary aperture (umbilical-extraumbilical
nearly periumbilical; umbilical-extraumbilical; umbilical);
— morphology of expansions of the test around the umbilicus
(lips, flaps, portici, tegilla);
— presence of keels (0, 1, 2) or of an imperforate peripheral
band;
— type of ornamentation (rugose, costellae);
— bearing of umbilical sutures (raised, depressed...);
At the specific level, the following are determinant:
— shape and number of chambers (petaloid, crescentic...)
— aspect of the equatorial outline (circular, lobate...)
— shape of the sutures (radial, sigmoidal...)
— aspect of the lateral view (plano-convex, biconvex...)
2. THE MAIN PHYLETIC GROUPS
Using the characters listed above, several lineages were di-
stinguished for the following taxa:
: linneiana group, arca group,
aegyptiaca group
: fornicata group
: gansseri group
genus Globotruncana
? nov. gen.
? nov. gen.
The phylogenetic chart with genera and groups (fig. 1) is
based on the successive appearance of evolved characters, for
example: primary aperture nearly peripheric— aperture um-
bilical; lips — tegilla; no keel > two keels; two keels > one
keel.
3. PHYLOGENY OF SPECIES IN THE ARCA GROUP
To give an example, we shall analyse the evolution of the
species of the arca group belonging to the genus Globotrun-
cana (fig. 2).
Among the characters defining the species G. arca
(CusHMAN), we shall retain: six to eight petaloid chambers in
the last whorl, chambers increasing slowly in size on the spiral
side, outline biconvex more or less symmetrical with two
keels distinctly separated. The species appears near the base of
the elevata zone (Lower Campanian) and continues with
slight modifications till nearly the end of the Cretaceous.
In the elevata zone, rises a branch which begins with
G. orientalis Eı Nascar: petaloid chambers, increasing
slowly in size on the last whorl of the spiral side, two closely
spaced keels on the last ones. Through intermediate forms,
the branch evolves towards G. esnehensis Nakkapy which
also possesses petaloid chambers increasing slowly in size, but
only one keel on all chambers of the last whorl. In the early
Maastrichtian, another branch arises from the arca species. It
begins with G. falsostuarti Sıcar, with numerous petaloid
chambers, increasing slowly in size, two keels typically joi-
ning each other in the middle of each chamber; the umbilical
keel may disappear on the last few chambers. Gradually, fal-
sostuarti evolves to a form with petaloid chambers increasing
slowly in size but single-keeled. G. fareedi Eı. NaGGAr could
be a name for this evolutionary step although the specimen fi-
gured by DurrusıE 1969 (“falsostuarti emend.” single-kee-
led, pl. III, fig. 10 = n. sp. ?) seems more significant.
TT
mayaroensis N 1 ABATHOMP
Kir GANSSERI RUGO. IE
GROUP TRUNCANA ==,
gansserı Ss \ |
=S GLOBO_
5) TRUNCANELLA
'
talsostuarti
-7 4
T MAaASTR
zegyp 9"
Forea)
2
4
GLO BOB NICANA
227
ale) Star
calcarata
RUGO_
GLOBIGERINA m
ventricosa Il
CAM PANIAN
elevata
allanfıcz
feareı
GLOBOTRUNCANITA
FORNICATA
GROUP
group
linneiana
arca
S
I um
eleyafz
7 N
ARCHAEO. M Saal
= GLOBIGERINA Yır stformis - U E
z |asymetrica pseudolinneiana
{7} nn
© |concavata M/[A R Ik UEINZIC J A
© Io
2iles HELVETOGLOBO- SER]
Sa, [LIRUNCANA PRAEGLOB =
5 helvetica Ss |
7 WHITHEINELLA]
HEDBERGELLA
iu
Fig. 1 Phylogeny of genera, groups and species ofthe “fornicata group” inthe Late Cretaceous (branches
tilted to the right: taxa with portici; to the left: with tegilla).
686
In the upper part of the Campanian, G. rugosa (MARIE),
with very globular chambers on the umbilical side, can be di-
stinguished from G. arca.
Parallel to the branches arısen from arca, maybe with a
common ancestor, there isthat of G. mariei BANNER & BLow
which has differing characters: crescentic chambers, increa-
singly rapidly in size; biconvex outline and two closely spa-
ced-keels.
In G. rosetta (CArsey), the first two characters are the same
as for G. mariei but the test becomes umbilicoconvex with
two keels on the first chambers and one keel on the last ones.
It is possible that later on, G. rosetta becoming spiro-convex
and single-keeled gave homeomorphs of G. esnehensis.
—_
N
\
? fareedi
mayaroensis
iu
gansseri
-_
falsostuarti
/
falsostuarti
MAASTRICHTIAN
or. n.sp
The gradualistic interpretation of the arca group is based
on the analysis of a rich material (some tens, hundreds and
sometimes thousands of specimens per sample), issued from
closely spaced levels (time-steps of 50000 to 10000 years, so-
metimes even less) and sedimented on regularly subsiding
areas (Tethys: Spain, France, Italy, Tunisia, Egypt, Caraibs,
Atlantic D.S.D.P. cores, etc.; Boreal province: Northern Eu-
rope, from England to Poland).
The differenciation of new forms and new species would
seem to be related to major eustatic variations of sea-level
which modified ecological conditions and geographical extent
of foraminifera (Kaurrman 1977, HART & BaıLev 1979).
esnehensis
calcarata
\
\
rugosa
—
ventricosa \
N
z N
z NS
Sr S
<
a
>
elevata 5
[6)
arca
x
orientalis
cr
rosetta
v@
mariei
Fig. 2 Phylogeny of species of the “arca group”.
687
TAXONOMIC CONSEQUENCES
If we agree with the opinion that species denominations are
like reference-marks along an evolving branch, we have to
choose “reference-species” with clear morphological charac-
ters. This way, numerous intermediate “species” (evolutio-
nary links or ecological forms) fall into synonymy with the
“reference-species”. The advantage of this is that it lightens
and simplifies the systematics, rendering the publication of
biostratigraphical data more accessible to non-specialists.
Among about a hundred “species’” proposed in the literature,
we retained some thirty species for the Late Cretaceous.
e]EAEIUOI
BSO911JU9A
za
nova genera
DIC. = DICARINELLA
GL. = GLOBOTRUNCANELLA
AB. = ABATHOMPHALUS
TR. = TRINITELLA
zul
cO.| SANT. CAMPANIAN MAASTRICHTIAN
ejejeaJes
The list below indicates some of the synonymies proposed
after numerous comparisons under the microscope and ex-
tended discussions during the sessions of the European Wor-
king Group.
Globotruncana linneiana (v’Orsıcny, 1839), neotype by
BRONNIMAN & Brown, 1956
= P. tricarinata QUEREAU, 1893 (lectotype by PessaGno
1967)
G. obligua Hern, 1965
G. loeblichi Pzssacno, 1967
ara
2| 5 | & | BorDEAUX
SS Nr
= |n Na
concavata
asymelrica
stuartiformis
elevala
insignis
pettersi
allantica
subspinosa
calcarata
stuarti
conica
VLINYVINNYLOIOTI9
lınneiana
bulloides
ventricosa
arca
rugosa
orientalis
esnehensis
falsostuarti
?fareedi or. nspc
N oe oT
Pe)
mariei
rosetta
zZ
aegyptiaca
duwi
gagnebini
NV NERVEED
fornicata
patelliformis
plummerae
walfishensis
uU9Bb HoU
contusa
gansser!
19 Bu
havanensis
intermedia
mayaroensis
8V
scotti
ul
Fig. 3 Range-chart of the main Late Cretaceous species (Globotruncanids). Read “nova genera” for “no-
vum genera’”.
688
G. arca (CusHman, 1926)
= G. lapparenti BrOTzEn, 1936 (lectotype by PEssacno,
1967)
= G. leupoldi BoıLı, 1945
G. orientalis EL Nascar, 1966
= G. stephensoni PessaGno, 1967
G. marıiei BanNER & BLow, 1960
= G. cretacea CUSHMAN, 1938
G. rosetta (Carsey, 1926) lectotype by EskEr, 1968
= G. lamellosa SıcarL, 1952
= G. caliciformis trinidadensis Ganvorrı, 1955
= G. arca carıbica GanDoLrı, 1955
G. contusa (CusHMAN, 1926)
= G. linnei caliciformis VOGLErR, 1941
G. contusa galeoidis Herm, 1962
= G. navarroensıs SMITH & PEssacno, 1973
Globotruncanita elevata (BroTzEn, 1934) lectotype by Kun-
RY, 1970
G. andori De Kıasz, 1953
G. putahensis Taxavanacı, 1965.
ıl
References of the taxa cited will be given in the next future
in the “Atlas of Late Cretaceous Globotruncanids’” and are
accessible in Caron (in press), EL NaGGar 1966, LiNARES
1977, Masters 1977, PEssaGno 1967, WONDERS 1980.
ACKNOWLEDGEMENTS
This project was supported by grants from ESSO-France,
S.N.E.A. (P.), N.A.T.O.-R.G. 1895 and Belgian F.N.R.S.
The financial support of these companies and institutions is
gratefully acknowledged.
WethankM. GuiLaume and I. PremoLı SıLvA for checking
the Englısh.
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| Zürelinn | 10 | 689-701 München, 1. Juli 1983 ISSN 0373 - 9627
Campanian and Maastrichtian Inoceramids: A review
ANNIE VALERIE DHONDT*)
With 6 text figures
INBSTIRA:GT
Late Cretaceous deposits of the Northern Hemisphere
contain numerous Inoceramids. As “biostratigraphic tools”
they are used with excellent results for strata of the Mid-Cre-
taceous and early Late Cretaceous. Inoceramids are just as
frequentas in Mid-Cretaceous in strata of Late Cretaceous age
(Campanian and Early Maastrichtian). Yet, on a wide geogra-
phic scale (Northern Hemisphere) they have not been used
for precise dating. Data on inoceramid occurrence and distri-
bution are available for many regions but in NW Germany
and in most areas ofthe USSR, Campanian and Maastrichtian
inoceramids have been studied much more thoroughly than in
most other regions.
Biogeographically above the Lower Campanian, deposits
of the Northern Hemisphere belong to two large entities: the
North Pacific Province and the Euramerican Region (includes
the European Palaeozoogeographic Province of Naıpın and
allNorth American deposits except those of the West Coast).
In the North Pacific Province strata are subdivided biostrati-
graphically by inoceramids endemic to that region. In Maa-
strichtian deposits from temperate seas in the Northern He-
misphere, a subdivision can be made using the “aberrant”” te-
gulated inoceramids: Spyridoceramus tegulatus occurs in
Lower Maastrichtian strata, Tenuipteria argentea characteri-
ses Upper Maastrichtian strata. The Tethys fauna of Europe
and Africa has many elements in common with the Eurameri-
can region.
The extinction of the inoceramids has been a gradual pro-
cess beginning in the Campanian; by Mid-Maastrichtian ti-
mes only one genus survived which lived till the youngest
Moastrichtian. The extinction in Early and Mid-Maastrich-
tian was not due to a sudden disappearance of favourable eco-
logical conditions: “inoceramid-like‘“ species are found after
the disappearance of most inoceramid groups. In the Danıan
inoceramids and inoceramid-like species are unknown.
KURZFASSUNG
Die in den Oberkreide-Ablagerungen der Nord-Hemi-
sphäre häufig auftretenden Inoceramen werden biostratigra-
phisch mit sehr guten Erfolg in Schichten älter als Santon ein-
gesetzt. Obwohl Inoceramen auch in Schichten des Campan
und Unter-Maastricht zahlreich vertreten sınd, werden sie
hier nicht zur Einstufung herangezogen. Aus vielen Gebieten
liegen zwar Angaben über ihre Verbreitung vor, sie sind je-
doch nicht immer überregional vergleichbar, da sie nur in
NW-Deutschland und in der USSR gründlich untersucht
sind. In der nordpacifischen Faunenprovinz wird das
Campan mit endemischen Inoceramen unterteilt. Im Maa-
stricht der gemäßigten Nordhemisphäre können die ‚„‚aber-
ranten“ tegulaten Inoceramen zur Unterteilung eingesetzt
*) A. V. DHONDT, Departement Paleontologie, Koninklijk Belgisch
Instituut voor Natuurwetenschappen, Vautierstraat 29, B-1040
Brussels, Belgium.
werden: Spyridoceramus tegulatus für das Untermaastricht
und Tenuipteria argentea für das Obermaastricht.
Biogeographisch gehören die Schichten jünger als Unter-
campan in der Nord-Hemisphäre zu zwei großen Einheiten:
die ‚„‚Nord-Pazifik“-Provinz und die ‚„‚Euramerika“-Provinz
(europäische paläozoographische Provinz von Naıpın zu-
sammen mit allen nordamerikanischen Vorkommen, außer
der Westküste). Die Tethys-Faunen Europas und Afrikas ha-
ben viele gemeinsame Formen mit dieser Euramerika-Pro-
vinz.
Das Aussterben der Inoceramen vollzog sich schrittweise,
beginnend im Campan. Im mittleren Maastricht überlebte
nur noch eine Gattung, die bis zum Ende des Maastricht auf-
tritt. Das Aussterben im Untermaastricht kann nicht auf das
plötzliche Aussetzen von günstigen ökologischen Bedingun-
gen zurückgeführt werden; ‚‚Inoceramen-ähnliche‘“ Formen
finden sich auch noch nach dem Aussterben der meisten Ino-
ceramen-Gruppen. Aus dem Dan und höher sind Inoceramen
und ‚‚Inoceramen-ähnliche‘“‘ Arten unbekannt.
690
RESUME
Dans ’H&misphere nord les depöts neocretaciques con-
tiennent de nombreux inocerames. En biostratigraphie ils
rendent de bons services jusqu’ä la fin du Santonien. Dans les
depöts du Campanien et du Maastrichtien inferieur les inoce-
rames restent tout aussi frequents. Cependant ä large Echelle
geographique (l’H&misphere nord) ils sont inutilisables pour
la datatıon precise. Dans des travaux regionaux nous trouvons
de nombreuses donne&es sur la presence et la distribution des
inocerames; elles ne sont pas toujours comparables, parce que
dans le Nord-Ouest de l’Allemagne et en URSS, les inocera-
mes du Campanien et du Maastrichtien inferieur ont &te etu-
die plus en detail que dans d’autres regions.
Apres le Campanien inferieur les depöts de PHemisphere
nord forment deux grandes entites biog&ographiques: la Pro-
vince du Pacifique Nord d’une part et la Region Eurameri-
caine d’autre part (la Province Paleozoogeographique Euro-
peenne de Naipin, et les depöts d’Amerique du Nord ä l’ex-
clusion de ceux de la cöte ouest).
Dans la Province du Pacifique Nord la biozonation du
Campanien se fait ä l’aide d’inocerames endemiques ä cette
province. Dans les depöts maastrichtiens de mers temperees
de ’Hemisphere nord la subdivision de cet &tage peut se faireä
l’aide d’inoceramides «tegules»: Spyridoceramus tegulatus
caracterise le Maastrichtien inferieur, Tenuipteria argentea le
Maastrichtien superieur.
La faune tethysienne d’Afrique et d’Europe est tres proche
de celle de la Region Euramericaine.
L’extinction des inoceramides a €t€ un processus graduel,
qui acommence au debut du Campanien. Au Maastrichtien
moyen un seul genre survit qui disparait ä la fin du Maastrich-
tien. La disparition des inoceramides au debut du Maastrich-
tien n’est pas expliquable par une soudaine absence de condi-
tions Ecologiques propices au groupe: des homeomorphes
d’inocerames se trouvent, apres la disparition des inocerami-
des, dans le Maastrichtien moyen et superieur. Au Danien on
ne retrouve ni inocerames ni homeomorphes d’inoceramides.
CONTENTS
Introduction: erstere er ernuekeunnereue auszerene seen raten ae
I. General Remarks on Inoceramids ............
II. RegionalReview u... „u... een ereiare
III. Stratigraphic and Geographic Distribution .....
IV. Extinction ofthelnoceramids ...............
V. Gonelusionss.. snaena ea nenn are reeee
VI: References... ana an meine he eine
INTRODUCTION
Among the macrofossils used for Cretaceous biostratigra-
phy, inoceramids have traditionally been important for the
Mid-Cretaceous and early Late Cretaceous. In areas where
ammonites are relatively rarely found, they are an excellent
biostratigraphic tool, especially from the Turonian to Santo-
nıan. In the latest Cretaceous, Campanian and Maastrichtian,
their biostratigraphic usefulness has generally been disclai-
med. Yet, especially in the Campanian, inoceramids were still
quite common.
It seemed interesting to check what happened on a wide
geographical scale (Northern Hemisphere and Tethys) in the
terminal Cretaceous, within the inoceramids: how their bio-
geographical distribution evolved, how their stratigraphical
distribution changed, how their “extinction” took place.
Il. GENERAL REMARKS ON INOCERAMIDS
Inoceramidae are recorded from the Early Permian to the
latest Cretaceous. The biostratigraphic importance of this fa-
mily of pteriacean bivalves is due to the genus /noceramus
J. Sowergv, 1814, which is known to have occurred from the
Early Jurassic to the Late Maastrichtian. The number of spe-
cies which have been assigned to the genus is huge: PERGAMENT
(1981) lists, on a worldwide basis 94 species (in a work on the
Cretaceous-Tertiary boundary); 94 species for the Camp-
anian and Maastrichtian stages alone — and in the Maastrich-
tian inoceramids are relatively rare! For an area limited to the
Western Interior of North America, KAurrman (1975) lists 89
subspecies and species of inoceramids for the Campanıan and
Early Maastrichtian. Accordingto the standards used by most
mollusc workers, an average of 50 species in one genus per
stage is exceptional, even in a genus in which species have
short ranges (this indeed might mean close to 1000 species in
the genus /noceramus in its total range).
This is nota new problem: in the last 150 years authors have
repeatedly attempted to subdivide the vast series of known
Inoceramus species on morphologic, phylogenetic or other
criteria. Thus Mytiloides as a genus/subgenus dates back to
BRONGNIART, 1822, Endocostea to WHITFIELD, 1880. The first
thorough attempt at subdividing and classifying all ‚‚/noce-
ramus““ was made by Heınz (1932 and others). The result was
rather confused and confusing: the main problem created was
of nomenclative nature as Heinz often did not follow ICZN
rules. Most later systematic studies on inoceramids are based
on the best aspects of Hemz’s work. In the Treatise of Moore,
Cox (1969) tried to define (in accordance with the ICZN)
some of Heınz’s invalid but useful names.
For Cretaceous Inoceramidae less ambitious and less extreme
subdivisions have been used: — informal groups based on
morphologic characteristics (Dosrov and Pavova, 1959);
— systematic groups at the subgeneric level, applying
many elements of the system introduced by Heinz, but ha-
ving redefined them (Sertz, 1961 b, 1965, 1967, 1970, and
Sornav, 1966, 1969, 1973 etc.). Other authors such as Tsa-
GARELY (1942, 1949) and Kaurrman (1973, 1977 and others)
use genera/subgenera from HEınz and from earlier authors:
in Kaurrman (1977) Cladoceramus, Endocostea and Platy-
ceramus have subgeneric rank and Mytiloides is given ge-
691
neric rank. Modern Soviet authors, as a rule, follow a sy-
stem modified after Dosrov and Pavrova. All species be-
long to /noceramus but the species are placed in “species-
groups”. Only Tenuipteria is occasionally granted generic
rank.
MıturA (1957) explained why the study of /noceramus is so
difficult. The problem lies partly in the homogeneity of the
group (which makes it very difficult to quantify the differen-
tiating characteristics) and also the preservation is generally
poor (which results in the absence of information on the cha-
racteristics of the shell and means that species often are only
known as internal moulds). Yet, despite those preservational
limitations some inoceramids are important stratigraphic
tools. As demonstrated by Kaurrman (1975) their long pela-
gic larval stage ensured a very wide distribution (some species
groups might well have been pelagic all through their life:
pseudoplanktonic or epiplanktonic).
UIZREGIONAL REVIEW
The geographical area considered is very wide. Obviously I
am not as familiar with faunas from the Pacific Province as
with those from Western Europe. Hence, the data have been
collected with the usual bias (conclusions are drawn for a very
large area but the author considers as central the area in
which he works, on personal rather than on scientific
grounds). South America and the Southern Pacific area (Aus-
tralian Province of Kaurrman, 1973) are omitted.
The data available to-day on inoceramids from the Camp-
anian-Maastrichtian stratigraphic interval cannot always
easily be compared. The Campanian-Maastrichtian boundary
is not always put in the same place by all authors (below or
above the B. polyplocum Zone) and in some areas (such as
N. Germany and many regions in the USSR) the group has
been studied in greater detail than in others (such as France or
Spain or most areas of the USSR).
1. GERMANY AND NEIGHBOURING AREAS
The first basic stratigraphic work on Late Cretaceous Ino-
ceramids was done in Germany a. o. by Anperr (1911),
J. Boenm (1911, 1915), G. Murrıer (1900). Those early au-
thors generally limited themselves to the Turonian-Coniacian
(= Emscher) interval. Logically they worked on the strata in
which the inoceramids are most numerous. Later authors
Heine (1929), Heinz (1928, 1932), Rıeper (1931) worked on
stratigraphically younger levels and included the Santonian.
At that time in much of Northern Europe the Campanian-
Maastrichtian interval was divided in “Mammillaten”- and
“Mucronatensenon“ and no major boundaries in that interval
were based on inoceramids. In the early 1950’s under the in-
fluence of the Russian school (ArkHanGeısky [1912], ScHars-
xy, but mainly through Jrı£rzey [1951 and others]) the “Mu-
cronatensenon” was biostratigraphically subdivided on the
base of its belemnite content by Schmip (1955a and b, 1956)
and German uppermost Cretaceous strata were subdivided
according to international usage. In connection herewith
Giers (1964) and Seitz (1956, 1965, 1967, 1970) concentrated
also on inoceramids of Campanıan age. Only Serrz made oc-
casional references to inoceramids of Maastrichtian age. This
neglect is understandable since Maastrichtian deposits are
much rarer in Germany than those of Campanian age. Never-
theless, Seırz made the only virtually complete study of inoce-
ramids occurring in late Late Cretaceous age in Europe. His
results apply widely in the European Palaeozoogeographic
Province (or as it ıs generally known E.P.P. of Naıpın
[1959]) and probably also beyond that region.
It is especially interesting to connect the northern German
data with those of Denmark and southern Sweden, using the
data on Höllviken (Brorzen, 1945, Opum, 1953) and the ge-
nerally well studied Danish section (BirkeLunp, 1957,
W. KEGEL CHRISTENSEN, 1975, 1976, Ravn, 1902, SURLYK,
1972, Surıyk and BirkeLunn, 1977, TROELSEN, 1937).
2. ENGLAND
In England, just about all Cretaceous bivalves were revised
in Woops’ monumental monograph (1899-1913); due to in-
sufficient stratigraphic resolution (typical of that period) the
data given for inoceramids are no longer satisfying to-day (see
also Kaurrman, 1976). Still, the fact remains that Woons was
the first worker on Cretaceous bivalves who gave good illu-
strations of real specimens (and not synthetic reconstructions
as were made all too frequently in the monographs of Goıp-
FUSS Or D’ÖRBIGNY).
It is unfortunate that till to-day no revision of English Cre-
taceous inoceramids has been published. Woons’ inoceramids
have — because of the accurate illustrations — been reinterpre-
ted by many inoceramid specialists and often by persons who
had not seen the specimens. As a result different species con-
cepts have been applied to the same name.
Most ofthe Campanian inoceramids from Late Campanian
deposits described by Woops seem to belong to the /nocera-
692
mus balticus s. 1. species group which also occur in the under-
lying quadratus chalk. An exception is the species which
Woops described as /. inconstans var. sarumensis which was
considered by Heinz (1928) and later by TsaGarELY (1942) and
by Aragekıan and BogkovA (1974) as a distinct species- I. sa-
rumensis. The species which are limited to the guadratus
Zone I. cardissoides Goıpruss, I. lngna Gowpruss, I. loba-
tus Gowpruss, I. pinniformis Witwer, I. tuberculatus
SCHROEDER, all can be considered as belonging to the subge-
nus Sphenoceramus as understood by Seitz (1965).
Maastrichtian deposits on land in England are rare.
3. BELGIUM - THE NETHERLANDS
In the Belgian-Dutch Campanian the geographic situation
is intermediate between Northern Germany, England and the
Paris Basın. The first study ever published on the Campanian
inoceramids was made recently by Sornay (1982) on the spe-
cimens of the coll. of the I.R.Sc.N.B. It shows the following
picture: for the topotypical “Smectite de Herve” (early Late
Campanian) the most frequent species belong to the /. balti-
cus group. In deposits probably of the same age in Limburg
(coal mine shaft) many species belonging to Platyceramus
have been found, along with the /. balticus group. In the up-
permost Campanian-possibly Lower Maastrichtian strata of
Hainaut, Sornay also describes /. pteroides pyrenaicus SOR-
nay and /. inordinatus (Hemz). Thus we are confronted with
a fauna of mixed affınities - containing elements of the North
German Campanian but at the same time species found in the
Charente and Aquitaine. Most elements are within the Endo-
costea subgenus. For the stratotypical Maastrichtian Tenuip-
teria argentea (CoNRAD) has been recorded (DHonDpT, 1979,
1982 and 1983).
4. FRANCE
The most comprehensive monograph on Cretaceous bival-
ves is by D’Orsıcny (1844-1847). After this basic work very
little fundamental work on inoceramids was done in France
until 1950 (Sornav, 1959). Since then Sornav published fairly
extensively on inoceramids from French and African Upper
Cretaceous deposits: on the Campanian-Maastrichtian inter-
val in 1957, 1962, 1966, 1973, 1976, 1978. He used the des-
criptive system derived from Heinz, also used by Serrz. Du-
ring the last thirty years Sornay has not only published sy-
stematically but has also identified specimens for many au-
thors publishing stratigraphic papers on deposits of Late Cre-
taceous age: hence a unity now exists in French inoceramid
usage and nomenclature for strata of Middle and Late Creta-
ceous age. However, comparing the results of inoceramids
from Campanian-Maastrichtian strata in France with similar
inoceramids from the rest of Europe, is not always easy. In
France the Maastrichtian stage is very often still understood as
it was defined by Haus (1911) whereby the first Maastrich-
tian zone is the B. polyplocum Zone. In the generally accep-
ted international usage the B. polyplocum Zone is the last
Campanian zone (ATABEKIAN, 1979). In the Charente, Aqui-
taine, the Pyrenees and $. E. France belemnites are absent,
hence the correlation with N. and E. Europe is difficult. Most
of the inoceramids described from those areas are of the
I. balticus group s. |. and also of the Platyceramus group.
Only from the Cotentin undoubted Maastrichtian deposits
with numerous bivalves are known in the “Craie a Baculites’”.
BıGnoT and LARSONNEUR (1969) assigned by microfossil data a
latest Campanian-Maastrichtian age to these deposits. SORNAY
(1973) described a new Trochoceramus species from these
strata: Tr. morgani. In the BM(NH), collection de Gerville,
this Trochoceramns species and Endocostea specimens
(group balticus) are present from the same strata in the Co-
tentin.
5. IBERIAN PENINSULA
Campanian-Maastrichtian inoceramid-bearing strata are
not frequent in Spain and seem to be largely restricted to the
Pyrenean region. Sornay (1978) described a few species from
there belonging to Platyceramus and Endocostea s. |.
6. USSR
In the vast territory of the USSR, marine deposits of Late
Cretaceous age are widely distributed- indeed they are pre-
sent from the most eastern to the most western part of the
country. The stratigraphic subdivisions have been partly ba-
sed on belemnites for a long time, and already ARKHANGELSKY
(1912) used belemnites much as we do to-day.
At present, just about all Upper Cretaceous deposits of the
USSR have been studied. For most regions inoceramids have
been worked on both stratigraphically and systematically. A
more or less uniform stratigraphic scheme is now in use (PEr-
GAMENT, 1978). Examples of detailed regional studies of depo-
sits and inoceramids of terminal Cretaceous age: Far East of
the USSR: PErGAMmENT (1974), ZonovA (1970), Ukraine: Ko-
cıUBYNsKu (1968, 1974), Crimea and Caucasus: DoBrov and
Pavıova (1959), Georgia: TsaGArELY (1942, 1949), GAMBAS-
HIDZE (1979), Armenia and Daghestan: EGoAan (1955), REN-
GARTEN (1965), ATABEKIAN and BoBkovA (1974), Azerbayd-
zhan: Arızv (1939 and others), Kopet Dagh: ArasEkıan and
LiCHATSHEVA (1961).
In Campanian-Maastrichtian times, large areas of the we-
stern USSR are part of E. P. P. (Naıpın, 1959 and this volu-
me).
The Far Eastern USSR are part of the North Pacific Provin-
ce; inthe Campanian this area is characterised by an inocera-
mid fauna which is partly “endemic” and ın the Upper Camp-
anian the /. schmidti Zone is based on one of those Northern
Pacific inoceramids.
7. BULGARIA
In Bulgaria, Campanian-Maastrichtian strata contain many
inoceramids. Those are and have been studied by JoLKıcEv
(1962 and others). They seem to have some relation with the
faunas from the Charente.
8. AFRICA
The evolution of geology and palaentology on the African
continent has been connected with colonial enterprise. Two
phases, which both resulted in important research for Creta-
ceous inoceramids, can be distinguished:
a. period of discovery expeditions (around 1800 to 1914): in
pre-or early colonial times, many, sometimes surprisingly
large, expeditions were organised: their aim was to collect ge-
neral scientific information. During some of the earlier ventu-
res two important Cretaceous oysters were discovered: Exo-
gyra africana (LamArcK, 1801) and Exogyra overwegi von
Bucn, 1852. When the discovery expeditions became more
frequent, geological (and palaeontological) studies were pu-
blished on many regions. A few examples for the Cretaceous:
on northwest Africa: BayıE in FournEL (1849), CoQuanD
(1862), PErRON (1890-1891), PERVINQUIERE (1912); on north-
east Africa: the expedition of Rohlfs in the“ Libysche Wüste’
(Libyan Desert) (1873-1874) collected material of Mesozoic
and Cainozoic age which was studied under the direction of
ZırreL (1883, 1893-1902); on Cameroon: von KoENENn (1897);
on Gabon: Kossmat (1893); on Angola: CHoFFAT (1898); on
Tanzania — the famous Tendaguru expedition (which collec-
tedthe Brachiosaurus and transported it from the Tenda-
guru to near the coast of the Indian Ocean without the help of
any kind of vehicle, 1914: publication of the results on inver-
tebrate faunas).
b. 1914 untilto-day: after the establishment of colonial rule
many administrations started geological surveys. Systematic
geological research and mapping was undertaken by these
new surveys (in later days often in collaboration with oil-
companies). To-day in the now independent countries the
same kind of research is continued by the national geological
surveys. Some examples of Cretaceous macrofossil research
undertaken in such circumstances: Cameroon: Rıepeı (1932),
Ghana: Cox (1952), Nigeria: REyvmEnT (1955), West Coast of
Africa: SornaY in DARTEVELLE and FrEnEIx (1957), Malagasy
Republic (Madagascar): CorLiGnon (1951 and others), Sor-
naY (1968, 1969, 1973), Ethiopia and Somalia: Tavanı
(1947-1948), Libya (Cirenaica and Tripolitania): PARONA
(1923), Narpını (1949), TROEGER and RöHLIcH (1980, 1981).
The african inoceramids known from the Campanian-
Maastrichtian interval are for North and West Africa defini-
tely close to those of the European Tethys. Those areas were
connected through the sea between Algeria-Tunisia-Libya to
the north and Nigeria to the south. This seaway continued as
far as Angola along the West Coast of the continent. Also
along the East Coast of Africa the connection with Tethys
must have been fairly easy: some inoceramid species are in
common between Madagascar and Libya (TROEGER and Rön-
LICH, 1980).
It ıs difficult at this point to judge in how far inoceramids of
Africa are different from those of European Tethys. Heınz
(1933) and SornaY (1968 and 1973) express partly contradic-
tory opinions. The results of TROEGER on Libyan material
might give us the answer in the near future, in case more spe-
cies are found which occur both in Madagascar and in Libya.
693
9. NORTH AMERICA
The Cretaceous deposits of the West Coast of North Ame-
rıca (USA and Canada) belong to the North Pacific Province
(see under that heading). The other Campanian-Maastrich-
tian deposits in North America are found on the Atlantic and
Gulf Coastal Plains and in the Western Interior Seaway (as it
was in the Cretaceous). Inoceramids are numerous in the
Western Interior deposits (see Gırı and Cogsan, 1966 for a
detailed description ofthe Red Bird Section in Wyoming indi-
cating the precise distribution and location of the inoceramids
within the section; also Kaurrman, 1975). In the Atlantic and
Gulf Coastal Plains these inoceramid-bearing deposits are less
frequent. Except for the Tenuipteria-species revised by Spe-
DEN (1970), the work on Campanian-Maastrichtian inocera-
mids of the USA is not very advanced: W. A. Cossan made
the following statement (written communication of April
11, 1982): “Regarding the last of the inoceramids, nothing
has been written about them except for the original descrip-
tions of Meek and Hayden. I am referringto the group of Ino-
ceramus (Endocostea) and not Tenuipteria.‘“ For Canada,
Doustras (1942) described inoceramid species from the Bear-
paw (Upper Campanian). In the Western Interior marine
Upper Maastrichtian deposits are generally considered as mis-
sing. In the Gulf and Atlantic Coastal Plains Upper Maas-
trichtian deposits are present (“Prairie Bluff” and “Owl
Creek”). The only inoceramid species from those strata seems
to be Tenuipteria argentea (Conkap) which tallies with
Europe and Central Asıa (DHonpT, 1982b).
10. NORTH PACIFIC PROVINCE
This biogeographic province was defined by JELETzkY
(1965) and includes Japan and regions in the Far East of the
USSR, Alaska, parts of British Columbia in Canada, and de-
posits on the West Coast of the USA. Campanian and Maas-
trichtian deposits occur on the Asian side of the province.
Campanian is well documented in British Columbia (JELETZ-
kY, 1971 and others), in Northern Alaska (Jones and Grvc,
1960). Deposits of Early Maastrichtian age are also found in
California (MAtsumoTo, 1960) and probably in Southern
Alaska (Jonzs, 1963).
Inoceramids endemic to this province are used for biostra-
tigraphical purposes in the Campanıan: /. naumanni Zone
and /. schmidti Zone are two of the better known zones (JE-
LETZKY, 1971 and PERGAMENT, 1978). For Maastrichtian bio-
stratigraphy species such as /. shikotanensis, I. kusiroensis
and /. tegulatus s. 1. (PERGAMENT, 1974, 1978) are indicated.
Their frequency seems to be low.
There seems to be no possible doubt that as suggested by
JELerzey (1971) this North Pacific Province was an entity se-
parated at least partially from the Tethys and probably virtu-
ally not influenced by the temperate faunas of the Northern
Hemisphere occurring from the Western Interior of North
America over large parts of Northern Europe into Central
Asıa (see also textfigs. 2, 3, 4, 5, 6).
694
111.STRATIGRAPHIC AND GEOGRAPHIE DISTRIBUTION
Figure 1 indicates the stratigraphic extension of the syste-
matic entities (genera, subgenera, or “species-groups’’) oc-
curring in the Campanian-Maastrichtian of the Northern
Hemisphere and Tethys. The systematic entities used do not
have a completely formal delimitation and are largely taken
out of Serrz (1961 b, 1965, 1967, 1970). The data on which this
distribution is based have been compiled partly after personal
research and/or collecting but for the larger part they have
been taken out of literature (see the articles mentioned in the
regional reviews). The groups considered do not have the
same extension in all regions. For figure 1 Ihave used the ma-
ximum extension. Three groups are common in the Camp-
anıan above the pilula Zone: Cordiceramus, Platyceramus
and Endocostea s. 1. Allthree are long-ranging (Santonian to
Maastrichtian) and seem to cross the Campanian-Maastrich-
tian boundary without hesitation. However, in the Maas-
trichtian their distribution can be more restricted geographi-
cally and the number of species can be much more limited
also. An example of such restriction in distribution is Cordi-
ceramus (figure 2): in the Maastrichtian this subgenus is
known from Nigeria /. coxi REyMENT, 1955) but as far as I
have been able to ascertain not from anywhere else. Platyce-
ramus (figure 3) is known from several Maastrichtian locali-
ties, but largely within the Tethys deposits - and often the
correlation of those deposits with those of temperate seas still
leaves something to be desired. Endocostea s. 1. (figure 4) ap-
parently undoubtedly occurs in the Lower Maastrichtian de-
posits both in North America and in Europe and Africa. The
distribution during Maastrichtian times seems to have been
less wide than during the Campanian but this might simply be
due to the fact that there are fewer Maastrichtian than Camp-
anian deposits known. Trochoceramus (figure 5) is a group
which probably arose in Mid to Late Campanian times. Its di-
stribution is interesting: it is quite common in the Tethys and
the larger part of the occurrences in temperate seas are at the
southern border of those seas (exception: Rügen). I have not
found American species which could be placed in this group.
The absence of Trochoceramus in North America could be
the result of the widening of the Atlantic Ocean. However,
this seems unlikely when the groups Spyridoceramus and Te-
nuipteria (figure 6) which originated later existed on both si-
des of the same Atlantic Ocean. These more widely distribu-
LA TE CRETACEOUS usoone
CONIACIAN SANTONIAN CAMPANIAN MAASTRICHTIAN DANIAN STAGES
7
ö = - a "I | o zZ rm [e) u ” SUBSTACES
Eu BEN 7 =
= 8 = = = Time
Magadiceramus
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Sphenoceramus
eo
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Cordiceramus 4
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m ——n fe)
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Tenuipteria oO
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=)
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nn
inoceramoid species
"Ins nobilist
—
Fig. 1:
Stratigraphic distribution of inoceramid “groups” between the Late Coniacian and Late Maa-
strichtian; symbols used: stratigraphical zones: Coniacian: C: cortestudinarium, Santonian: C: corangui-
num, S: socialis, T: testudinarium,; Campanian: P: pilula, Q: quadrata, M: mucronata; Maastrichtian:L:
lanceolata, O: occidentalis, J: junior, K: kazimirovensıis.
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Fig. 2: Geographical distribution of Campanian and Early Maastrichtian Cordiceramus in the Eurameri-
can Region, including the African and European Tethys; Map 80 mill. years out of BARRON et al., 1981.
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DISTRIBUTION OF LATE CAMPANIAN AND
EARLY MAASTRICHTIAN PLATYCERAMUS
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Fig. 3: Geographical distribution of Campanian and Early Maastrichtian Platyceramus in the Eurameri-
can Region; map as on fig. 2.
696
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Fig. 4: Geographical distribution of Campanian and Early Maastrichtian Endocostea; map as on fig. 2.
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Fig. 5: Geographical distribution of Late Campanian and Early Maastrichtian Trochoceramus;. map as on
fig. 2.
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DISTRIBUTION OF MAASTRICHTIAN
TENUIPTERIA AND SPYRIDOCERAMUS
697
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Fig. 6: Geographical distribution of Maastrichtian Spyridoceramus and Tenuipteria; 1. Spyridoceramus
tegulatus, 2. Tenuipteria argentea, 3. unidentified tegulated inoceramid; map as on fig. 2.
ted groups lived largely in temperate and cold temperate re-
gions, as compared to the Tethyan occurrences of Trochoce-
ramnus: therefore it could be that this latters geographical li-
mitation was more due to climatic grounds.
I have discussed elsewhere (DuonpTt, 1983) why I consi-
der Spyridoceramus and Tenuipteria as two different genera.
Their distribution is more eastwest than in Trochoceramns.
IVSEX&STINETION
In the Campanian-Maastrichtian we encounter the last re-
presentatives of the inoceramids. In traditional palaeontology
we are taught that “at the end of the Maastrichtian inocera-
mids, along with the ammonites, rudists, dinosaurs, mosa-
saurs suddenly go extinct“. As shown recently for many other
groups this extinction was certainly not a “sudden” event, not
even at the geologic scale (Hancock, 1967), ammonites
(WIEDMANN, 1979), bivalves and other groups (KAurFMAn,
1982), dinosaurs (SCHoPF, 1983), plants (CLEMENS, ARCHIBALD
and Hıck£y, 1981), general review (Raur, 1982).
For the Inoceramidae the situation certainly follows the
pattern of a gradual extinction as found in ammonites and di-
nosaurs. As shown on figure 1 no representative of the genus
Inoceramus as traditionally understood has been found in
Upper Maastrichtian strata. Tenuipteria is sufficiently diffe-
rent to have been considered separate by most inoceramid
workers. Thus this youngest inoceramid genus is somewhat
aberrant. The last Tenuipteria species, Tenuipteria argentea
(Conkap, 1858), is found until the youngest Maastrichtian
They seem to be largely and possible totally absent from the
Tethys. The Upper Maastrichtian deposits of marine origin
which we know in the area considered contain Tenuipteria
argentea to the very youngest strata. Other definite Inocera-
midae species are not known from Upper Maastrichtian stra-
va.
OF INOCERAMIDS
strata at least in the Maastricht area and in Mangyschlack
(USSR) (personal communication of Prof. D. P. Naıpın, no-
vember 1981). One could argue that inoceramids of Late Maa-
strichtian age are rare because there are few deposits known of
that age and hence there were fewer available niches for inoce-
ramids. This explanation is at least partially unlikely because
already in two instances inoceramid-like species have been
found in Upper Maastrichtian deposits:
1. from the Koriak Mountainous region (Far Eastern USSR)
Korjakia kocinbinskii POCHIALAYNEN (1980) which has the
general aspect of an inoceramid but has a different hinge
and different shell structure,
2. from the Saint Pietersberg near Maastricht the species des-
cribed by GoLpruss (1836) as Inoceramus nobilis MÜNSTER
(p- 117, pl. 113, fig. 3, non /. nobilis MUNSTER in GoLD-
Fuss, p. 109, pl. 109, fig. 4 from the Lias near Pyrmont).
This species has the general aspect of a Mytzloides. Its
hinge structure is unknown but the shell is definitely lack-
ing a prismatic layer. The species is somewhat similar to
698
Neoinoceramus IHERING, 1902 from the ?Oligocene of Pa-
tagonia (Argentina) as figured in the Treatise (Cox in
Moore, 1969, p. N. 319, fig. C48,1).
Those species with an inoceramid-like appearance occurred
in Upper Maastrichtian strata. They probably had the same
mode of life as true Inoceramidae and simply took over the ni-
ches left empty by the disappearance of these. These replacing
species do not seem to have been over-successful since they
also are not definitely found in strata above the Upper Maa-
strichtian.
V-GONEEUSIONS
Inoceramids of Campanian-Maastrichtian age are not
equally well studied in all regions of temperate and Tethys
seas of the Northern Hemisphere. Stratigraphic correlation is
not always as precise as could be desired and especially at the
Campanian-Maastrichtian boundary the usage is not uniform
- as a result it is often difficult to compare data.
At this point the following general conclusions can be
drawn:
l. Biogeographically: in the Campanian-Maastrichtian
interval two major regions have to be considered in the
Northern Hemisphere:
a) North Pacific Province as defined by JEı£rzky, 1965,
b) aregion consisting of the Euramerican Region (as defi-
ned by Kaurrman, 1973) and of the Eurafrican Tethys
(which included large parts of Africa not usually named
“Tethys” such as the West and East African coasts).
Faunistically the temperate seas and the Tethys seem to
have many inoceramids in common.
2. Biostratigraphically: in the Campanian-Maastrich-
tian interval no inoceramid can be used on a wide scale for
stratigraphic purposes. In the North Pacific Province en-
demic inoceramid species allow finer stratigraphic subdivi-
sion mainly in the Campanian. In the temperate seas of
Maastrichtian age in the Euramerican region it is possible
to differentiate by the presence of Spyridoceramus depo-
sits of Early Maastrichtian age from those of Late Maas-
trichtian age which contain Tenuipteria. In the Tethys
faunas from Europe and Africa no species has been en-
countered which allow to differentiate strata of Late
Campanian age from those of Maastrichtian age.
3. Extinction: by Mid-Maastrichtian times all inoceramids
except Tenuipteria had disappeared. At the beginning of
the Maastrichtian several subgenera were still found but
often the number of species belonging to them had stron-
gly decreased since the Mid-Campanian. It was a gradual
decline between the Mid-Campanian and the Mid-Maas-
trichtian. It seems likely that at the end of the Maastrich-
tian only one species of Tenuipteria was still extant. This
species has not been found in the Danian strata which
overlie the Maastrichtian strata in which it still occurred.
In Late Maastrichtian times bivalves externally analogous
to inoceramids are found. Possibly they took the niches
left vacant by the disappearance of most inoceramids.
Abbreviatıons
B.M. (N. H.): collections of the Palaeontology Department, British
Museum (Natural History), London, England.
I. R. Sc. N. B.: collections of the Palaeontology Department of the
Institut royal des Sciences naturelles de Belgique- Koninklijk Bel-
gisch Instituut voor Natuurwetenschappen, Brussels, Belgium.
ACKNOWLEDGMENTS
Part of the research for this paper was carried out in no-
vember 1981 - january 1982 during the tenure of an exchange
fellowship of the Cultural Agreement USSR-Belgium (Inter-
nationale Culturele Betrekkingen, Ministerie van Nationale
Opvoeding en Nederlandse Cultuur).
I would like to express my sincere gratitude to many collea-
gues who generously found time for helpful discussion, gave
permission to study specimens in their care, provided infor-
mation and/or gave guidance in the field: A. A. ATABEKIAN
(Leningrad), Tove Birk£eLunD (Copenhagen), W. A. CoBBAN
(Denver), R. A. GamBaAsHiDzE (Tbilisi), J. M. Hancock
(London), J. A. JELETzkY (Ottawa), E. G. Kaurrman (Boul-
der), W. J. Kennepy (Oxford), N. J. Morris (London), D. P.
Namın (Moscow), J. M. Pons (Barcelona), F. Schmp (Han-
nover), T. J. M. Schopr (Chicago), N. F. Son (Washington
D. C.), J. Sornay (Tain l’Hermitage), K. A. TROEGER (Frei-
berg), C. J. Woop (London), T. D. ZonovA (Leningrad).
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703
ISSN 0373 — 9627
On the systematic position of the Early Cretaceous
Mathoceratinae CAsEY (Ammonoidea)
ILIA V. KVANTALIANI*®)
With 2 plates
ABSERAGIT
On the basis of an analysis of the literature, the morpho-
logie patterns and the character of the suture line the author
concludes that the Early Cretaceous subfamily Mathocerati-
nae Casey must be transferred from the Deshayesitidae into
the Leymeriellidae and must be reduced to generic rank. The
new species, which Renz (1978) attributed to the genus Ma-
thoceras Casey, served as the basis for the two new genera
Venezuella Kvantauıanı and Renziella Kvantauıanı which
form the subfamily Venezuellinae Kvantauıanı in the family
Leymeriellidae. Taking this and the geological situation in
Tunisia and in Venezuela into account, the author suggests an
Albian (Early Albian, and not Middle Aptian) age for the de-
posits, which contain the generic types of the named genera.
KURZFASSUNG
Aus Untersuchungen der Gehäusemorphologie, der Sutur-
linie und durch Literaturstudium wird geschlossen, daß die
unterkretazische Unterfamilie Mathoceratinae Casey aus der
Familie Deshayesitidae in die Familie Leymeriellidae zu über-
führen ist und dabei in den Gattungsrang zurückversetzt
wird.
Die neuen Arten, die Renz (1978) zur Gattung Mathoceras
Casey stellte, dienen zur Aufstellung der neuen Gattungen
Venezuella KvantaLıanı und Renziella KVvANTALIANI; zu-
sammen bilden sie die Unterfamilie Venezuellinae Kvanra-
Lıanı innerhalb der Familie Leymeriellidae. Hierauf aufbau-
end und unter Berücksichtigung der geologischen Situation in
Tunesien und Venezuela kommt der Autor zu der Annahme
eines Alb-Alters (Unter-Alb und nicht Mittel-Apt) für die
Ablagerungen aus denen die Genotypen der neubenannten
Gattungen stammen.
INTRODUCTION
The main subject of this study is the subfamily Mathocera-
tinae Casey, which is referred to the family Deshayesitidae
Sroyanow. But for further conclusions the generic types of
the family Leymeriellidae BREISTROFFER must be discussed.
In the Aptian and Early Albian seas the stenochronic am-
monites — the generic types of the families Deshayesitidae,
Douvilleiceratidae, Acanthohoplitidae and Leymeriellidae —
had a worldwide distribution; they have been used therefore
for a worldwide correlation.
Analyzing the abundant literature I came to the conclusion
that thetaxonomy ofthe family Deshayesitidae Srovanow has
*) I. V. KVANTALIANI, Geological Institute of the Academy of
Science of the Georgian SSR, Rukhadze, 1/9, 380093, Tbilisi,
USSR.
been basically changed after the publication of Casey (1964),
who established the subfamily Mathoceratinae and the genus
Mathoceras - the main subject ofthis report. The type species
of the genus was Hoplıtes (Kılianella?) matho (PERVINQUIERE,
1907: 185, pl. 7, figs. 31 a, b) from Lower Albian deposits of
Tunisia. The new genus Mathoceras Casey served as the basıs
for the new subfamily Mathoceratinae Casey. Thus, Casey
divided the family Deshayesitidae into two subfamilies: Des-
hayesitinae Srovanow and Mathoceratinae Cas£y.
Mainly due to the lack of well preserved material many in-
vestigators did not examine the taxonomy of the subfamily
Mathoceratinae (SCHINDEWOLF 1966: 683; WIEDMANN 1966:
25; Kemper 1967; Bocpanova 1977, 1979; MikHaILoVvA 1976;
BoGDANOVA, KVANTALIANI, SCHARIKADZE 1979 and others).
Others raised this subfamily to the rank of an independent
704
family Mathoceratidae (KuLımann & WIEDMANN 1970: 18),
though this change was based on the same material. The con-
ception of Casey (1964) was accepted also by Renz (1978: 680)
in his description of some new species of the genus Mathoce-
ras Casey from the Aptıan (martinioides Zone) of Eastern
Venezuela.
Consequently there coexist two different opinions about
the taxonomy of the Deshayesitidae at present: an undivided
subfamily in the USSR (MıkHaAıova 1957 e. g.) and asplitted
family with two subfamilies ın all other countries.
The initial data: Before a careful analysis of the existing
material, it is necessary to mention the initial material which
served as the basis for Casey: PERVINQUIERE’s monograph
(1907) ın which he described the new species Hoplites (Kılia-
nella?) matho from the Lower Albian (he referred the Clan-
sayesian to the Lower Albıan) of Tunis, and BREISTROFFER
(1947: 19) who conventionally referred PERVINQUIERE’S spe-
cies to the genus Dufrenoyia. Besides, reports by Rop &
Maync (1954), Renz (1978) and two little known monographs
by SoLısnac (1927) and Castany (1951) should be mentioned.
For a detailed examination of the taxonomy of the Des-
hayesitidae I consider it necessary to study this problem in
two aspects. First paleontologically, which implies a
morphologic analysis of the generic types of the subfamily in
comparison with those of other families; and second, bio-
stratigraphically -fora review of the geologic situation in
which the generic types of so-called Mathoceratinae and the
accompanying fauna have been found in Tunisia and in Vene-
zuela.
THE PALEONTOLOGICAL DATA
A similar pattern of development of the suture line and a
peculiarity of morphology (pl. 1, figs. 1-7) are characteristic
signs of the genera of the family Deshayesitidae: Deshayesites
Kasansky, Dufrenoyia BURCKHARDT, Burckhardtites Hun-
PHREY, Prodeshayesites Casey (= Neodeshayesites Casey),
Kuntziella CorLiGnon, Turkmeniceras Tovsına, Parades-
hayesites KEMPER.
As mentioned by MikHa1LovA (1957: 177) for adult indivi-
duals of the genera Deshayesites and Dufrenoyia, the inner
top of the external saddle (pl. 1, figs. Id, 2d, 3c, 4-7) is
slightly higher than the external, and the external lobe (V) is
unusually shortened in comparison to the lateral (L) one. This
peculiarity can be observed within all other deshayesitids.
Of no less importance is the peculiarity that in typical Des-
hayesitidae the tubercular stage is absent during all the onto-
geny. The ribs are simple, bending laterally and curving for-
ward on the external side, and in most cases they are uninter-
rupted.
Casey included inthe subfamily Mathoceratinae such he-
terogeneous genera as Cloroceras WHITEHOUSE, Somalıtes
Tavanıand Mathoceras Casey. However, they can not be in-
cluded in the usual limits of the Deshayesitidae.
WHITEHOUSE (1927) stated that the genus Cloioceras was an
unusual branch of the Hemihoplitinae SpatH with two rows
oftubercles, and already MikHaıLova (1957: 177) noted that it
can not be referred to the Deshayesitidae. The genus Somalı-
tes can not be included in the Deshayesitidae because of its
morphology and the character of the suture line. This genus
has distinct tubercles (external, ventrolateral and umbilical)
and also a strongly developed keel (pl. 1, figs. 8a, b). These
two genera Cloioceras and Somalites must be excluded from
the Deshayesitidae. Because of the lack of data I can not indi-
cate to which family they must be referred.
For the third member ofthe subfamily, the genus Mathoce-
ras, already Casey (1964: 289) pointed out the resemblance of
the sculpture and the suture line (see, pl. 2, figs. 6a-€) with the
Albıian genus Leymeriella and thus he came close to a correct
attribution of the taxonomic position of the genus Mathoce-
ras.
It is not difficult to guess that Casey, like BREISTROFFER,
were psychologically influenced by PERVINQUIERE’s compari-
son of his species Hoplites matho with the typical deshayesi-
tids Dufrenoyia furcata (Sow.) and Dufrenoyia lurensıs
(Kır.). BREISTROFFER consequently referred the species to Du-
frenoyia. Following this investigator, Casey consequently re-
ferred Mathoceras to the Deshayesitidae.
PERVINQUIERE, however, made the comparison on the basis
that A. matho and Dufrenoyia furcata (Sow.) belong to the
genus Hoplites NEUMAYR, within which JAacog distinguished
his new subgenus Leymeriella. Both papers were published
simultaneously in 1907. If Jacog had known PERVINQUIERE’S
new species H. matho he probably would have included it in
his new subgenus Leymeriella, as he had done with the spe-
cies Ammonites tardefurcatus LEYMERIE and Ammonites re-
gularis BRUGIERE.
An analysıs of Hoplites (Kılianella?) matho PERVINQUIERE
on the basis of the large specimen (PErVINQUIERE 1907, pl. 7,
figs. 31a, b) enables to following description: The sculpture
(pl. 2, figs. 6a, b) is represented by ribs discontinuous on the
external side, where a sharp angle is formed between both
ends. On the lateral sides and between the lateral and external
tubercles on the depressed parts of the ribs medial grooves
were observed; the ribs on the lateral sides bend slightly in an
S-shaped manner; lateral and external tubercles and a weak
umbilical thickening are developed; the umbilicus is modera-
tely wide, not deep. The suture line (pl. 2, fig. 6c) does not
differ from that of the generic types of the Leymeriellidae. I
propose therefore to refer the genus Mathoceras Casey to the
subfamily Leymeriellinae s. str. of the family Leymeriellidae
BREISTROFFER, 1951.
The new species described by Renz (1978) — Mathoceras
venezolanum, M. sucre, M. caribense and M. laeve (pl. 2,
fig. 7-11) — show on the external side, as in Leymeriellidae
common that the ribs are discontinuous; the external tuber-
cles are counterplaced and form an angle. Beside some similar
sculptural peculiarities a similar morphology of the suture line
(pl. 2, figs. 7c, 8c) also relates these species to this family. The
suture lines, both of M. matho (Perv.) and ofthe new species
of Renz referred to the genus Mathoceras, have no resem-
blances with any other generic types of the various families
spread in Aptian and Albian times.
Morphologic similarities in the suture lines of M. matho
(Perv.) and the new species of Renz with the Leymeriellidae
are not accıdental nor convergental but they are an expression
ofa genetic interconnection. Their taxonomic positions with-
in the family of the Leymeriellidae is defined below.
Until now (perhaps with some insignificant differences) the
following genera have been included in the Leymeriellidae:
Proleymeriella BREISTROFFER, Epileymeriella BREISTROFFER,
Leymeriella Jacos (with the subgenus Leymerzella Jacos
and Neoleymeriella SavELıev) and Pseudoleymeriella Casey.
Now I include the genus Mathoceras (Kvantauıanı, 1980,
1981).
Mathoceras Casey manifests the greatest resemblance to the
subgenus Leymeriella (Neoleymeriella) SaveLıev (1973).
Both are characterized by the presence of lateral tubercles by
which they are clearly distinguished from all other leymeriel-
lids. Mathoceras differs from them in the existence of more
distinct medial grooves on the ribs.
The new species of Renz however are somewhat different
not only from Mathoceras but from all other genera of the
Leymeriellidae too. The Venezuelıian species of Renz are cha-
racterized mainly by the sharply expressed bitubercular (ex-
cept of M. laeve) sculpture, in the presence of umbilicus thik-
kenings on the main, relatively thin, widely placed ribs, by
the presence of the solitary capillary intermediate ribs and,
what is most important, by the absence of the medial groove
on the main ribs. These differences, which were evidently ac-
quired by the geographic isolation from the typical Leyme-
riellidae realm, are so perceptible that some new species with
the same typical sculpture can be united in a new genus, for
which I suggested (Kvanrtarıanı, 1980, 1981) the name Vene-
zuella, according to the country Venzuela, where these am-
monites were found first. The species, described under the
name Mathoceras laeve is clearly distinguished from the
other new species by its very thin-ribbed sculpture and by the
absence of lateral tubercles (the character of the suture line is
not known) and hence ı consider it as anew genus, which I
named Renziella — ın honour of Renz (KvanTAuıanı, 1980,
1981).
Taking into account the considerable differences of the ge-
nera Venezuella Kvantauıanı (1980) and Renziella Kvanra-
LIANI (1980) from the real Leymeriellinae, which are expressed
by the absence of the medial groove on the lowered parts of
the ribs (one of the main signs of the subfamily Leymerielli-
nae) and the presence of the widely placed main ribs with thin
intermediate inserted ribs in the Leymeriellidae, Iregard them
as a new subfamily rank under the name Venezuellinae
Kvantauıanı (1980). Thus, in the family Leymeriellidae there
has appeared a special branch — a subfamily Venezuellinae,
which in the process of evolution was most probably isolated
from the primary group Leymeriellinae.
If the European realm is considered as the centre of the ge-
705
neration of the Leymeriellidae, some unknown ancestors of
the Venezuellinae must have migrated from East to West.
During the migration to the Western part ofthe Mediterra-
nean realm into the Caribbean paleozoogeographical pro-
vince the typically Eastern Mediterranean forms probably
greatly diverged. Subjected to geographical isolation and
changeability they adapted to the new environments in the
process of migration. Some changes in the morphology ofthe
shell took place in spite of the individual signs inherited from
the ancestors. In consequence of the natural selection the ac-
quired new signs were fixed by inheritance and became cha-
racteristic of the new “South American” taxons.
Summarizing I suggest the taxonomy and the volume of the
Deshayesitidae and Leymeriellidae in the following way:
Superfamily DESHAYESITOIDEA
Family Deshayesitidae Sroyanow, 1949
Genus Deshayesites Kasansky, 1914
Subgenus Deshayesites Kasansky, 1914
Subgenus Prodeshayesites Casey, 1961 (= Neodeshayesites
Casey, 1964)
Subgenus Paradeshayesites KEMPER, 1967,
Genus Dufrenoyia BURCKHARDT, 1915 (in Kırıan & Resour),
?Genus Burckhardtites HuMPHREY, 1949,
?Genus Kuntziella CoıLicGnon, 1962,
Genus Turkmeniceras TovsınAa, 1963,
Superfamily HOPLITOIDEA
Family Leymeriellidae BREISTROFFER, 1951,
Subfamily Leymeriellinae BREISTROFFER, 1951
Genus Leymeriella Jacos, 1907,
Subgenus Leymeriella Jacos, 1907,
?Subgenus Neoleymeriella SAvELıEv, 1973,
Genus Epileymeriella BREISTROFFER, 1947,
Genus Proleymeriella BREISTROFFER, 1947,
Genus Mathoceras Casey, 1964,
?Genus Pseudoleymeriella Casey, 1957
Subfamily Venezuellinae Kvantauıanı, 1980
Genus Venezuella Kvantauıanı, 1980, (type: Mathoceras
venezolanum Renz, 1978),
Venezuella venezolanum (Renz, 1978),
Venezuella sucre (Renz, 1978),
Venezuella caribense (Renz, 1978),
Genus Renziella Kvantauıanı, 1980 (type: Mathoceras laeve
Renz, 1978),
Renziella laeve (Renz, 1978).
Atthis point we can end the examination of the paleontolo-
gic data. It is natural that the problem will not be determined
if the paleobiologic data are considered without a detailed
analysis of the biostratigraphic data.
706
THE BIOSTRATIGRAPHIGC DATA
Tunesia: According to PERVINQUIERE (1907: 185) some
specimens of the ammonites referred to Hoplites (Kilianella ?)
matho Perv. were found between Beja-gare and Oued Zerga,
and the rest in Djebel Tella. PErvinQui£rE had no chance to
study personally the stratigraphy of the deposits.
He just listed the complex fauna, which (in the transcrip-
tion of PErVINQUIERE, 1907: 417) consists of the following spe-
cies: Phylloceras lateumbilicatum Perv., Ptychoceras cf.
laeve MarH., Puzosia getulina CoQ., Hoplites matho Perv.,
Parahoplites milletianus D’Ors., P. cf. gargasensis D’ORB.,
P. bigoti Seun. Allofthem were found in association with the
Clansayesian “Douvilleiceras” bigoureti SEUN.
In his monograph on the geology of Eastern Tunisia Ca-
stany (1951) defined the boundaries of the stages and gave the
schemes of the stratigraphic subdivision. According to Ca-
stany (1951: 144) the subdivision of the Aptian into three
substages is classical: the Upper (Clansayesian), the Middle
(Gargasıan) and the Lower (Bedoulian). But as the fauna of
the Gargasian and the Clansayesian is often mixed, and in the
Bedoulian fossils are absent, he accepted the following subdi-
vision: the Upper Aptian (Gargasian-Clansayesian), and Lo-
wer (Bedoulian).
According to CAstany (1951: 145) in the massif Zaghouan
(Ragoubet el Akfnaia) grey marls and limestones (8 m) of the
Bedoulian age are following the Barremian beds. Stratigraphi-
cally higher there occur blue marls with rare grey-blue shaly
limestone beds, containing in the lower part of the section
(100-110 m): Mathoceras matho (Perv.), Parahoplites sp.,
Valdedorsella getulina (CoQ.), V. angladei (Sayn), Prota-
canthoplites (?) bigoureti (Seun.), “Terebratula” monto-
niana (D’OrB.) and others. Castany supposed that this part of
the section must be referred to the Upper Aptian because of
the presence of the Protacanthoplites (?) bigoureti. Higher up
occur olive marls with red sandstone beds (40 m) from which
Souisnac (1927: 129, 130) and Castany (1951: 145) defined
the following fauna: Colombiceras crassicostatum (D’ORB.),
Protacanthoplites (?) bigoureti (Seun.), Valdedorsella angla-
dei (Sayn), V. getulina (CoQ.) Aconeceras nisum (D’ORB.),
Phyllopachyceras infundıbulum (D’Ors.), Salfeldiella guet-
tardı (Rasp.), Protetragonites cf. crebrisulcatum (UHt1.),
Ptychoceras laeve MarH., Hypacanthoplites milletianus
(D’Ors.), Proleymeriella cf. schrammeni (Jac.), P. (?) le-
moinei (Jac.), Leymeriella (Epileymeriella) revili (Jac.),
(Perv.), Epicheloniceras
(D’Ors.), Barremites strettostoma (UHr.), Neohibolites se-
micanaliculatus (Bı.), Mesohibolites fallanxı Un.
Mathoceras matho martini
Taking into account the presence of Proleymeriella_ ct.
schrammeni (Jac.), P. (?) lemoinei (Jac.) and Epileymeriella
revili (Jac.) in these deposits, the distribution of which ıs Iı-
mited to the Early Albian, these deposits must be of an Early
Albian age. Other species of the indicated complex characte-
rıze a Barremian, a Lower, Middle or Upper Aptian age and
evidently they are reworked and in a secondary deposition.
In the section Bir Alıma (CAstany 1951: 146) there ıs essen-
tially the same mixed, complex fauna with Lower Albian am-
monites, with the only difference that there ıs absent Matho-
ceras matho (PErv.). Other sections (Oued Guelta-Djebel
Ech Chama, Pont du Fays, 147; Djebel Zaress, 148) yielded
M. matho (Perv.), but no typical Lower Albian species. Ac-
cording to Castany in all these sections the above-mentioned
cephalopods, occupy one and the same stratigraphical level
(in all the sections marked as N 18). Many of these cephalo-
pods are redeposited, evidently of different ages, and the de-
posits containing these fossils are undoubtedly Early Albıan.
In some sections, together with the indicated ammonites,
there occur “Parahoplites” steinmannı (Jac.), somewhat re-
minding of Middle Albian hoplitids by its sculpture. Every-
where the described deposits of the Lower Albian are over-
lapped by the younger deposits of the same stage.
Analyzing all the material of Tunisia, Castany (1951: 167)
notes that local intensive orogenic movements occurred at the
end of the Aptian. In consequence of these movement there
appeared conglomerates, most clearly expressed and fixed in
the Djebel Serdj sections. During the invasion of the Early
Albian sea the ammonites of the more ancient deposits, be-
ginning from the Barremian and including the Clansayesian,
were washed out and redeposited.
Similar movements took place in Algeria. Jorzaun (1912:
147) found complex mixed faunas of Lower Albian age Pro-
leymeriella schrammeni Jac.), Clansayesian (Protacanthopli-
tes ? bigoureti Srun.) and Barremian (Phyllopachyceras in-
fundibulum vD’Ors.) from Algeria.
This was confirmed by Busnarno (1955: 239) who noted
that very often in the north of Constantine (North-Eastern
Algeria, Numidian mountains) the fauna of the Clansayesian
is mixed with a fauna of the Early Albian. Therefore I come to
the conclusion that the deposits containing Mathoceras ma-
tho (Perv.)in Tunisia are of Albian (maybe Early Albian) age.
South America: A large part of the ammonites described
by Renz was found at the basıs of the Valle Grande formation,
the age of which is determined as late Aptian (martinioides
Zone). Besides the new species, the following ammonites
(identified by WRIGHT) were discovered: Aconeceras nisus
(D’ORrB.), Sanmartinoceras haugi (Sarasın), Valdedorsella
getulina (CoQ.), V. cf. angladeı (Sayn), Acanthohoplites ct.
aschiltaensis (AnTH.), Colombiceras sp., Gargasiceras aff.
acuticostatum (RıEDEL), Zurcherella zurcheri (Jac.), Dufre-
noyia justinae Hııı., D. justinae sanctorum Bürcı., Ptycho-
ceras laeve MATHERON.
The ammonites are mixed and evidently of different ages
and - as ın Tunisia — they are in secondary deposition at the
base of the Valle Grande formation. The species Aconeceras
nisus, Colombiceras sp., Zuercherella zuercheri, Valdedor-
sella cf. angladei are characteristic of the Middle Aptian
(Gargasian), while Dufrenoyia has hitherto been known in
Lower Aptian deposits only.
Additional interesting informations are given by Rop &
Maync (1954: 266-268, 276, 277). From the middle Apön
Formation of the Sierra de Perija well preserved ammonites
(identified by ImLavY) have been collected. The middle Apön
Formation of western Venezuela can be correlated with the
Garcia Formation of eastern Venezuela, which is laterally re-
placed by the lower part ofthe Valle Grande Formation. This
interval includes the Upper Aptian and the temporal equiva-
lent of the Lower Chimana Formation, the age of which is
Early to Middle Albian, containing ammonites of the mam-
millatum Zone in the lower part and of the dentatus Zone ın
the upper part (Renz 1978: 679). The new species, described
by Renz and referred to Mathoceras, were discovered in the
deposits of the transitional zone from the Garcia Formation
to the Valle Grande Formation.
The mentioned fauna from the middle Apön Formation of
the Sierra de perija seems to be a mixed fauna too with species
of different ages (Barremian, Lower, Middle Aptian): Hamu-
lina (?), Cheloniceras cf. cornuelianum (D’Ore.), Deshayesi-
tes columbianus Rıepeı, Dufrenoyia justinae (Hırı.) and Co-
lombiceras aff. karsteni (MAarcou). But it contains even speci-
fic Albian species as: Brancoceras (?), Knemiceras sp., and
Douvilleiceras aff. monile (Sow.), which was discovered in
sıtu (Rop & Maync, 1954: 266, 267).
On the basis of the occurrence of Douvilleiceras aff. mo-
nile Rop & Mayne (1954: 267) concluded that the Douvillei-
707
ceras ofthe New World precedes the forms ofthe Old World.
But in my opinion the finds of ammonites of the genus Dou-
villeiceras confirm once more my conclusion about an Albian
(Early Albian) and not Aptian age of the deposits.
Summarizing I come to the conclusion that the type of the
genus Mathoceras Casey was discovered in Lower Albian,
and not in the Upper Aptian (as it was supposed) deposits of
Tunisia together with the typical generic types of the family
Leymeriellidae (Proleymeriella cf. schrammeni (Jac.), P. (?)
lemoinei (Jac.), and Epileymeriella revili (Jac.)), and toge-
ther with a mixed Barremian/Aptian fauna in secondary de-
position.
In analogy to the circumstances in Tunesia I come to the
conclusion that the deposits in Venezuela, which yielded the
Leymeriellidae Venezuella KvantaLıanı and Renziella
Kvanrtarıanı within a mixed fauna have an Early Albian age
too, and can be correlated with the Leymeriella tardefurcata
Zone in Europe.
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Fig.
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Plate 1
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Deshayesites dechy PAPP in BOGDANOVA, 1971: 66, fig. 46).
Somalites TAVANI, 1949 (in ARKELL, KUMMEL, WRIGHT, 1957: 384).
Zitteliana 10, 1983
3
8b
8a
KvAnTALIAN], 1. V.
Plate 1
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fig.
Fi
Ei
&
g-
7a-c.
8a-c.
9a,b.
10a...
11axb:
Plate 2
Family Leymeriellidae BREISTROFFER, 1951
Subfamily Leymeriellinae BREISTROFFER, 1951
Leymeriella (L.) tardefurcata (LEYMERIE in ORBIGNY, 1841: 248, pl. 71, figs. 4, 5).
Suture line of Leymeriella (L.) tardefurcata (LEYM. in SAVELIEV, 1973: 197, fig. 41a).
Leymeriella (Neoleymeriella) consueta CASEY (SAVELIEV, 1973: 230, pl. 35, figs. 3a, b).
Leymeriella (N.) crassa SPATH (JACOB, 1907: 54, pl. VII, fig. 24).
Suture line of Leymeriella (L.) astrica GLASUNOVA (in SAVELIEV, 1973: 207, fig. 44).
Mathoceras matho PERVINQUIERE (1907: 185, pl. 7, figs. 31a, b, 72-in text).
Subfamily Venezuellinae KVANTALIANI, 1980
Venezuella venezolanum (RENZ).
Venetuella carıbense (RENZ).
Venezuella sucre (RENZ).
Venezuella venezolanum (RENZ).
Renziella laeve (RENZ).
figs. 7-11 after RENZ (1978: 683, 684).
Zitteliana 10, 1983
But
8c
11a 9 11
KvAnTauianı, I. V. Plate 2
715
zum | © [ 7m München, 1.Jal 198 ISSN 0379 _9027
Die Echinodermen der Inoceramen-Mergel
(Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht)
des Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern)
MAX-GOTTHARD SCHULZ*)
Mit 3 Abbildungen und 1 Tafel
KURZFASSUNG
Aus den Inoceramen-Mergeln (Unter-Maastricht, Bunt-
mergelserie, Nord-Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens beı
Siegsdorf in Oberbayern werden ein Crinoide und zwei Arten
irregulärer Echiniden beschrieben: /sselicrinus afrıcanus
(LorıoL), Guettaria fecunda n. sp. und Homoeaster ?n. sp.
aff. tuneatus Pomeı. Diese /sselicrinus- Art und beide Echini-
den-Genera waren bisher aus Mitteleuropa nicht bekannt. Sie
zeigen enge Beziehungen zu Formen im Maastricht Nord-
afrıkas und des Kaukasus.
NBESITRINET:
From the /noceramus-Marls (Lower Maastrichtian, Bunt-
mergelserie, northern facies of the Ultrahelvetic zone) of the
Moos-Graben near Siegsdorf in Bavaria one crinoid and two
species of irregular echinoids are described: /sselicrinus afrı-
canus (LoRIOL), Guettaria fecunda n. sp. and Homoeaster
?n. sp. aff. tuneatus Pomer. This crinoid species and both
echinoid genera have not been recorded from Middle Europe
hitherto. They are related to species in the Maastrichtian of
N. Africa and of the Caucasus.
ISERNIEEITIUNG
Im Rahmen gezielter Fossil-Aufsammlungen in den Inoce-
ramen-Mergeln (Unter-Maastricht, Buntmergelserie, Nord-
Ultrahelvetikum) des Moos-Grabens bei Siegsdorf (Ober-
bayern) wurden neben den vorherrschenden Mollusken (Ino-
ceramen, Ammoniten, Belemniten) auch einige irreguläre
Echiniden und ein Crinoiden-Stielteil gefunden. Die genaue
Lage des Fundpunktes und die Lithologie der Fundschicht
sind in Hacn et al. (1981) und in Hacn & Here (1983, dieser
Band) beschrieben (Abb. 1).
*) M.-G. SCHULZ, Geologisch-Paläontologisches Institut und Mu-
seum der Universität, Olshausenstr. 40/60, 2300 Kiel.
Das Material entstammt teils eigenen Aufsammlungen, die gemein-
sam mit Prof. F. SCHMID (Hannover) durchgeführt wurden, teils
wurde es mir von den Herren Prof. H. HAaGNn und Prof. D. HERM
(München) zur Bearbeitung überlassen.
Die Photoarbeiten wurden von Frau B. HECHT (Kiel) durchge-
führt; die REM-Aufnahmen verdanke ich Herrn Dr. C. SAMTLEBEN
(Kiel). Den genannten Personen sei hiermit herzlich gedankt.
716
Galon-Graben
HACHAUER
MOOS
N
7)
[6) 100 200m
ZZ,
© Blaser Hütte
Abb. 1. Lageplan des Fundpunktes.
2. GRINOIDEN
Die Aufsammlungen in den Inoceramen-Mergeln des
Moos-Grabens erbrachten einen einzigen Crinoiden-Rest. Es
handelt sıch um einen Stielteil aus 9 Columnalıa, deren unter-
stes glücklicherweise ein Nodale ist.
Ordnung: Isocrinida
Familie: Isocrinidae
Gattung: Isselicrinus
Isselierinus afrıcanus (LoRıoL, 1893)
Tafz 1, Eig.1
1893 Balanocrinus afrıcanas LORIOL (in PERON), $. 391, Taf. 31,
Fig. 39-53.
1903 Balanocrinus africanus, PERVINQUIERE, $. 128, 150.
1926 Balanocrinus afrıcanns, VALETTE, S. 270.
1931 Balanocrinus africanus, VALETTE (in LAMBERT), S. 109.
1961 Isselicrinus afrıcanus, RASMUSSEN, S.47ff., Taf. 7,
Fig. 18-20.
Der Stielteil aus dem Moos-Graben hat einen annähernd
runden Querschnitt. Die Oberfläche ist glatt. Die einzelnen
Columnalia haben bei einem Durchmesser von 4,6 mm eine
Höhe von 1,6 mm. Die Suturen sind anscheinend nicht cre-
nuliert. Allerdings sind die einzelnen Columnalia leicht inein-
ander gepreßt, so daß eine sichere Aussage nicht möglich ist.
Die Gelenkfläche der Internodalia zeigt entlang der Peri-
pherie kurze, gleichförmige Crenellae. Pro Interradius sind es
8 interradiale und 2 adradiale Crenellae. Die adradialen Rip-
pen sind nicht crenuliert; sie sind durch deutliche, schmale
radiale Furchen voneinander getrennt und reichen nicht ganz
bis zur Achsialpore. Die interradialen Petalodien sind-durch
Verwitterung verstärkt - stark eingetieft (Taf. 1, Fig. la).
Das Nodale hat den gleichen Durchmesser wie die Interno-
dalia. Es trägt am distalen Rand zwei Cirrhen-Sockel, die
nach unten und auswärts gerichtet sind. Auf einem Cirrhen-
Sockel befindet sich noch ein Teil des ersten Cirrhale in situ.
Die distale Gelenkfläche des Nodale ist durch Pyritisierung,
Drucklösung und Verwitterung schlecht erhalten. Sie zeigt
eine schwache Skulptur, die jener der Internodalia ähnelt
(Taf. 1, Fig. 1b).
Der Stielteil aus dem Moos-Graben gleicht dem von Ras-
MUSSEN (1961, Taf. 7, Fig. 20) abgebildeten Exemplar von /s-
selicrinus afrıcanus aus dem Maastricht von Koudiat-el-Ma-
zoudj, 2 km südwestlich von Gambetta, Algerien, zum Ver-
wechseln. Die einzigen nennenswerten Unterschiede liegen in
der etwas größeren Anzahl der Crenellae (10+2 pro Interra-
dius) und in der praktisch glatten unteren Gelenkfläche des
Nodale des algerischen Stückes.
Isselicrinus africanus war bisher ausschließlich aus Algerien
und Tunesien bekannt (RAasmussen 1961, S. 47). Die stratigra-
phischen Angaben reichen vom Senon bis zum Eozän. Gesi-
chert ist wohl das Auftreten im Maastricht und im Dan.
717
3.IRREGULÄRE ECHINIDEN
Es liegen 5 einigermaßen vollständige Coronen und 7
Fragmente vor, die sämtlich stark verpreßt sind. Aussagen
über die Coronen-Form sind deshalb schwierig. Zwei klei-
nere Bruchstücke sind unbestimmbar; zwei Exemplare gehö-
ren wahrscheinlich zur Spatangiden-Gattung Homoeaster;
das übrige Material läßt sich, obwohl z. T. sehr schlecht er-
halten, der Holasteriden-Gattung Guettaria zuordnen. Bei
der folgenden Beschreibung wird zur Kennzeichnung der
Ambulakren und der Interambulakren sowie der Platten des
Apikalschildes — wie allgemein üblich — das Loven’sche Zif-
fern-System angewendet.
Ordnung: Holasterida
Familie: Holasteridae
Gattung: Guettaria
Die Gattung Guettaria GAUTHIER, 1887, ist durch eine
länglich ovale, relativ flache Corona ausgezeichnet, die am
Vorderrand eine sehr tiefe Einbuchtung hat und am Hinter-
ende konkav abgestumpft ist. Das Ambulakrum III liegt auf
der Ventralseite in einer tiefen Furche. Das vertikal stehende
Peristom liegt relativ weit vom Vorderrand entfernt am Ende
dieser Furche.
Auf der Apikalseite finden sich in allen 5 Interambulakren
und z. T. auch in den paarigen Ambulakren vereinzelte sehr
große Primär-Stachelwarzen. Wichtigstes Merkmal der Gat-
tung Guettaria, das sonst nur noch bei der Gattung Lampad-
aster CoTTEAu, 1889 auftritt'), ist jedoch der Besitz von je
zwei zusätzlichen Genitalporen in den Ocellarplatten II und
IV (Abb. 2).
Alle genannten Merkmale lassen sich an dem Material aus
den Inoceramen-Mergeln des Moos-Grabens nachweisen,
“wenn auch wegen des schlechten Erhaltungszustandes nicht
an allen Exemplaren. Die Gattungszugehörigkeit zumindest
der besser erhaltenen Exemplare ist also gesichert.
Zur Gattung Guettaria sind bisher fünf Arten gestellt
worden, von denen allerdings zwei zu anderen Gattungen ge-
hören dürften:
1. Die Typus-Art Guettaria angladei GAUTHIER, 1887 ist
mittelgroß und subkonisch. Die großen Primär-Stachelwar-
zen sind ziemlich gleichmäßig über die Apikalseite der Co-
rona verteilt. G. angladei ist bisher nur aus Algerien und Tu-
nesien beschrieben worden. Sie kommt dort in einem „‚hori-
zon assez eleve du Senonien“ vor (GAUTHIER, 1897, S. 833).
2. Guettaria rocardı CoTtzAu, 1889 aus der Oberkreide
von Diego-Suarez (Madagaskar) wurde von LAMBERT (1896)
erstmals abgebildet und ausführlich beschrieben. Sie unter-
scheidet sich von G. angladei außer im Bau der paarigen
Ambulakren hauptsächlich dadurch, daß die großen Stachel-
warzen auf der Apikalseite nicht gleichmäßig verteilt sind,
sondern einen supramarginalen peripetalen Kranz bilden, der
t) Die Diagnose der Gattung Lampadaster bei WAGNER & DURHAM
(1966) ist falsch: Statt ‚‚genital plates2 and 4 usually with 2 genital
pores““ muß es heißen „‚ocular plates II and IV usually with 2 supp-
lemental genital pores“ (vergl. LAMBERT 1896, Abb. 3 + 4).
Abb. 2. Apikalschilder der verschiedenen Guettaria-Arten. 6.
Die Siebporen der Madreporenplatte sind z. T. schematisch eingetra-
gen.
: G. angladei nach GAUTHIER 1887, Taf. 16, Fig. 4.
:G. danglesi nach GAUTHIER 1897, Taf. 24, Fig. 8.
: G. rocardi nach LAMBERT 1896, Abb. 1.
:G. fecunda n. sp., Holotypus (vergl. Taf. 1, Fig. 2e).
: Man beachte die große Ocellarplatte III, die eine fünfte zusätzli-
che Genitalpore trägt.
an co®
in der Umgebung des Ambulakrum III unterbrochen ist. In
der Größe (Coronen-Länge 47-58 mm) und Coronen-Form
ähnelt G. rocardı der Typus-Art. Den Fundhorizont stellt
LAMBERT (1896, $S. 329) ins Senon.
3. Guettaria danglesi GAUTHIER, 1897 aus der Oberkreide
Algeriens ist beträchtlich kleiner (Coronen-Länge 29 mm) als
die beiden genannten Arten. Sie unterscheidet sich von ihnen
außerdem durch die hemisphärische Form der Corona und
einen deutlichen subanalen Vorsprung. Die großen Stachel-
warzen der Apikalseite sind wie bei G. rocardi in einem peri-
petalen Kranz angeordnet. Als stratigraphisches Alter vermu-
tete GAUTHIER zunächst (1897) Senon, später (1899) hielt er
wegen der angeblichen Ähnlichkeit von G. danglesı mit
Cardiaster pustulifer PERON & GAUTHIER 1878 (s. u.) ein Ce-
noman-Alter für möglich. Lamsert (1931) schließlich gibt
G. danglesi aus dem Ober-Senon (Campan-Maastricht) Al-
geriens an.
4. Cardiaster pustulifer PERON & GAUTHIER, 1878 aus dem
Cenoman Algeriens wurde von GAUTHIER (1899) wegen einer
gewissen Ähnlichkeit mit G. danglesı zur Gattung Guettaria
gestellt. Die Art beruht auf einem einzigen, durch laterale
Kompression deformierten Exemplar. Der Bau des Apikal-
schildes und die Ausbildung der Vorderfurche sind unbe-
kannt. Wegen des relativ hohen stratigraphischen Alters
(Cenoman) halte ich die Zugehörigkeit zur Gattung Guettaria
für wahrscheinlich.
5. Die Gattung Entomaster mit der einzigen Art E. ronsseli
GAUTHIER, 1887 aus dem Senon Algeriens und Tunesiens wur-
de von LAMBERT & THı£ry (1924, S. 415) und LAMBERT (1931,
718
S. 98) in die Synonymie der Gattung Guettaria gestellt. Diese
Auffassung wurde von MORTENSEN (1950, S. 91 f.) unter Vor-
behalt übernommen. Von WAGNER & DURHAM (1966, 5. 528)
wird die Gattung Entomaster jedoch aufrechterhalten”). Tat-
sächlich hat E. rousseli keine zusätzlichen Genitalporen in den
Ocellarplatten II und IV und das Peristom liegt nahe dem Vor-
derrand, so daß dieser Art zwei für die Gattung Guettaria
charakteristische Merkmale fehlen.
Weitere zweifelsfreie Vorkommen der Gattung Guettarıa
wurden von Böhm (1924) aus dem Senon von Misol (Timor)
und von Posrawskaja & Moskwmn (1959) aus dem Unter-
Maastricht des nördlichen Kaukasus und des Kopet-Dag?)
beschrieben. Sie werden in beiden Arbeiten ohne nähere Be-
gründung und Diskussion der Art G. rocardi zugeordnet.
Außerdem wird G. rocardıi von PosLawskAaJa & MOoskwINn
aus dem Maastricht Klein-Asiens und N-Afrikas angegeben.
Auch unter den leider recht schlecht erhaltenen Echiniden aus
dem Maastricht (Gosau) des Krappfeldes (Kärnten), die mir
Prof. F. Tuıenıs (Hamburg) freundlicherweise zu Ver-
gleichszwecken zur Verfügung gestellt hat, ist die Gattung
Guettaria vertreten.
Die im Moos-Graben bei Siegsdorf gefundenen Guetta-
ria-Exemplare sind mit Coronen-Längen bis zu 80 mm rela-
tiv groß. Derartige Größen wurden bisher nur für die Formen
des nördlichen Kaukasus und des Kopet-Dag angegeben
(Posrawskaja & Moskwin, 1959, S. 269). Die Coronen-Form
läßt sich wegen der starken Deformation des Materials nicht
sicher angeben, doch dürften die Coronen eher subkonisch
als hemisphärisch gewesen seın.
Die großen Stachelwarzen der Apikalseite sind im wesent-
lichen in drei Feldern konzentriert. Zwei Felder liegen ante-
riolateral und supramarginal im Ambulacrum II und in der
hinteren Hälfte von Interambulakrum 2 einerseits und in der
hinteren Hälfte von Interambulakrum 3 und in Ambula-
krum IV andererseits. Das dritte Feld bildet die Umgebung
des Apex, wobei die Primär-Warzen in unmittelbarer Nähe
des Apex natürlich etwas kleiner sind als die anderen großen
Primär-Stachelwarzen. Außerdem finden sich vereinzelt
große Stachelwarzen im hinteren unteren Bereich der Inter-
ambulakren 1 und 4, doch scheint hier eine gewisse Variabili-
tät zu bestehen.
Die Marginal-Fasziole ist nur bei einem Exemplar stellen-
weise nachweisbar. Die Ausbildung der subpetaloiden Am-
bulakren ähnelt der bei G. rocardi. Die Poren jeweils der hin-
teren Reihe der paarigen Ambulakren sind ausgeprägt schlitz-
förmig (Taf. 1, Fig. 2d, e). Einzelheiten der Struktur des me-
ridosternalen Plastrons konnten an dem vorliegenden Mate-
rial nicht ermittelt werden.
Die Platten des Apikalschildes lassen sich leider nur bei ei-
nem Exemplar aus dem Moos-Graben vollständig untersu-
chen. Der Bau des Apikalschildes ähnelt dem bei G. rocardı,
da die Ocellarplatte II in breitem Kontakt mit der Genital-
2) Die Diagnose der Gattung Entomaster bei WAGNER & DURHAM
ist falsch (Druckfehler). Es muß heißen: ‚Like Guettaria except
oculars II and IV not with supplemental genital pores.“
?) In DJABAROWs (1964) Arbeit über die Oberkreide-Echiniden des
Kopet-Dag (SW-Turkmenistan) wird die Gattung Guettaria al-
lerdings nicht behandelt (frdl. mdl. Mitt. von Prof. G. ERNST,
Berlin).
platte 4 steht, was bei G. angladei und G. danglesi nicht der
Fall ist (Abb. 2). Neben den für die Gattung Guettaria typi-
schen zusätzlichen Genitalporen-Paaren in den Ocellarplat-
ten II und IV findet sich eine fünfte zusätzliche Geni-
talpore in der Ocellarplatte III, die entsprechend vergrößert
ist (Abb. 2d; Taf. 1, Fig. 2e).
Dieses Merkmal erscheint biologisch derart bedeutungs-
voll, daß es sich nicht nur um eine Variante handeln dürfte. Es
ist vielmehr anzunehmen, daß alle Guettarien aus dem Un-
ter-Maastricht der Buntmergelserie fünf zusätzliche Genital-
poren, also 9 Gonaden besessen haben. Da außerdem die Ver-
teilung der großen Stachelwarzen auf der Apikalseite recht
deutlich von dem Bild bei den drei bekannten Guettaria- Ar-
ten abweicht, dürfte es sich bei den Guettarien des Moos-
Grabens um eine eigene, neue Art handeln:
Guettaria fecunda n. sp.
Abb. 2d; Taf. 1, Fig. 2, 3.
Holotypus: Das in Abb. 2d und auf Taf. 1, Fig. 2 abge-
bildete Exemplar; Bayerische Staatssammlung für Paläonto-
logie und historische Geologie, Nr. 1977 XX1/22.
Locus typicus: Oberlauf des Moos-Grabens bei Siegs-
dorf in Oberbayern (Abb. 1).
Stratum typicum: Belemnella sumensis-Zone, Oberes
Unter-Maastricht, Buntmergelserie, Nord-Ultrahelvetikum.
Derivatio nominis: fecundus (lat.) = fruchtbar; nach
dem Besitz von fünf zusätzlichen Genitalporen.
Diagnose: Eine Art der Gattung Guettaria, die neben
den zusätzlichen Genitalporen-Paaren in den Ocellarplat-
ten II und IV eine fünfte zusätzliche Genitalpore in der Ocel-
larplatte III besitzt. Die großen Primär-Stachelwarzen der
Coronen-Oberseite sind im wesentlichen in zwei anteriolate-
ralen Feldern und in der Umgebung des Apex konzentriert.
Material: Neben dem Holotypus zwei einigermaßen
vollständige Coronen und fünf fragmentarisch erhaltene Ex-
emplare, die alle verpreßt sind.
Beschreibung: siehe oben.
Beziehungen: G. fecunda ähnelt in der Coronen-Grö-
ße, der unregelmäßigen Verteilung der großen Stachelwarzen
auf der Coronen-Oberseite und dem Bau des Apikalschildes
G. rocardi. Sie dürfte mit dieser Art enger verwandt sein als
mit den beiden anderen bekannten Guettaria-Arten (G. an-
gladei und G. danglesı).
Verbreitung: G. fecunda ist bisher ausschließlich aus
dem Oberen Unter-Maastricht vom locus typicus bekannt.
Ordnung: Spatangoida
Unter-Ordnung: Hemiasterina
Familie: Palaeostomatidae
Gattung: Homoeaster
Zwei stark deformierte, mittelgroße Echiniden aus dem
Inoceramen-Mergel des Moos-Grabens weisen eine deutliche
Peripetal-Fasziole und ein wahrscheinlich amphisternales
Plastron auf. Weitere Fasziolen sind offenbar nicht ausgebil-
det. Es handelt sich also um Hemiasterina der Familien He-
miasteridae oder Palaeostomatidae.
Die Coronen hatten vermutlich eine recht hohe subkoni-
sche Form. Die Länge betrug schätzungsweise 5 cm. Die Pe-
ripetal-Fasziole liegt sehr tief. Sie liegt im Vorderteil der Co-
rona praktisch marginal, knickt in den vorderen Hälften der
Interambulakren 1 und 4 kurz nach oben ab und verläuft
dann schräg nach hinten über dem recht tief liegenden Peri-
prokt (Abb. 3). Die paarigen Ambulakren sind nur subpeta-
loid und nicht eingesenkt. Die Ambulakral-Poren sind oval
bis kommaförmig und kaum gejocht (Taf. 1, Fig. 4c). Das
Abb. 3. Rekonstruktion der Coronen-Form von Homoeaster ?n.
sp. aff. tuneatus, Lateral-Ansicht. X1.
Man beachte die tief liegende Peripetal-Fasziole.
719
Peristom dürfte etwa in der Mitte zwischen dem Zentrum der
Oralseite und dem Vorderrand oder etwas davor gelegen ha-
ben. Es war eher rundlich als labıat (Taf. 1, Fig. 4b).
Die genannten Merkmale (Lage der Peripetal-Fasziole,
Ausbildung der paarigen Ambulakren und Gestalt des Peri-
stoms) sprechen für eine Einordnungin die Familie Palaeo-
stomatidae, die allerdings durchweg kleinere Formen enthält.
Innerhalb dieser Familie stimmen die beiden Spatangiden aus
dem Moos-Graben am besten mit der Gattung Homoeaster
Ponmeı, 1883 überein. Die bekannten Arten dieser Gattung er-
reichen jedoch im allgemeinen nur Coronen-Längen von
30-40 mm. Für ein ungewöhnlich großes Fragment von
H. tuneatus PomEL, 1883 schätzte LAmsBErT (1931, S. 99) die
Coronen-Länge auf 45 mm. Arten der Gattung Homoeaster
sind bisher aus dem Maastricht N-Afrikas (u. a. LAMBERT
1931, S. 75f., 99.) und aus dem Maastricht und Dan des
Kaukasus (PosLawskAJa & Moskwin 1959, S. 274.) beschrie-
ben worden.
Wegen der vermutlich subkonischen Gestalt und den Co-
ronen-Dimensionen, die beträchtlich über den für die Gat-
tung Homoeaster bisher als normal geltenden Werten liegen,
können die beiden Funde aus dem Moos-Graben keiner der
bekannten Homoeaster-Arten mit ausreichender Sicherheit
zugeordnet werden. Sie werden in offener Nomenklatur be-
zeichnet als: Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus PomEL, 1883.
4.STRATIGRAPHIE UND PALÄOBIOGEOGRAPHIE
Isselierinus afrıcanus tritt hauptsächlich im Maastricht und
Dan auf, die Gattung Guettaria ist auf die höhere Oberkreide
(Campan [?]- Maastricht) beschränkt und die Gattung Ho-
moeaster ist bisher nur aus Maastricht und Dan bekannt.
Nach dem gemeinsamen Vorkommen von /. afrıcanus,
G. fecunda und H. ?n. sp. aff. tuneatus können daher die
Inoceramen-Mergel in der Buntmergelserie des Moos-Gra-
bens recht sicher in das Maastricht gestellt werden.
Diese Einstufung wird durch die Belemniten dieses Hori-
zontes bestätigt und beträchtlich präzisiert: unterer Teil des
Oberen Unter-Maastricht (ScHhuLz & Schmp, 1983, dieser
Band).
Während die Belemniten deutliche Beziehungen nach N-
und E-Europa (boreales Unter-Maastricht) aufweisen — dort
kommen dieselben Arten wie im Moos-Graben vereinzelt ne-
ben anderen Arten vor -, zeigen die Echinodermen enge Be-
ziehungen zu Gebieten im Bereich der Tethys (Algerien, Tu-
nesien, Kaukasus, Kopet-Dag). Die Echiniden-Gattungen
Guettaria und Homoeaster kommen in der borealen
Schreibkreide nicht vor. Der Fundpunkt im Moos-Graben ist
für beide Gattungen das nördlichste bekannte Vorkommen.
Dies gilt zwar auch für /sselierinus africanus, doch zeigt diese
Art sehr enge Beziehungen zu /. buchü, die in der borealen
Schreibkreide verbreitet im Maastricht auftritt (RAsmussen
1961) und hier im oberen Unter-Maastricht besonders häufig
ist (SCHMID 1975, $. 240, Abb. 2; ScHhuLz 1978, S. 85).
Dem Fossil-Fundpunkt in der Buntmergelserie des
Moos-Grabens kommt also eine ganz besondere Bedeutung
für die ‚‚Nord-Süd-Korrelation“ zu, da hier Belemni-
ten-Gattungen (Belemnella, Belemnitella) der Nordeuropäi-
schen Faunenprovinz (sensu KAuFFMAN 1973, Abb. 1, 2) mit
Echiniden-Gattungen (Guettaria, Homoeaster) der Mediter-
ranen Provinz gemeinsam vorkommen. Mit der charakteristi-
schen, sehr gut definierten Gattung Guettaria reichen die Be-
ziehungen sogar über die Ostafrikanische Provinz (Madagas-
kar) bis in die Australische Provinz (Timor).
5. ANGEEÜHRTE SCHRIFTEN
BÖHM, J. (1924): Über eine senone Fauna von Misol. — Paläontologie
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720
Hacn, H. & HErMm, D. (1983): Die Foraminiferen der Inocera-
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S. 235-248, 2 Abb., 3 Taf.; Hamburg.
SCHULZ, M.-G. (1978): Zur Litho- und Biostratigraphie des Ober-
campan-Untermaastricht von Lägerdorf und Kronsmoor
(SW-Holstein). — Newsl. Stratigr., 7, 2, S. 73-89, 3 Abb.,
1 Tab.; Berlin-Stuttgart.
— — & SCHMID, F. (1983): Die Belemniten der Inoceramen-Mergel
(Buntmergelserie, Ultrahelvetikum, Unter-Maastricht) des
Moos-Grabens SE Siegsdorf (Oberbayern) und ihre stratigra-
phische Bedeutung. - Zitteliana, 10, S. 653-661, 6 Abb., 1
Taf., München.
VALETTE, D. A. (1926): Note sur quelques Crinoides fossiles de la
Tunisie. — Bull. Soc. Hist. Nat. Afrique du Nord, 16; Alger
(zitiert nach RASMUSSEN, 1961).
WAGNER, C. D. & DURHAM, J. W. (1966): Holasteroids. — In:
MOORE, R. C. (Hrsg.): Treatise on Invertebrate Paleontolo-
gy, Part U, Vol. 2, S. 523-543.°13 Abb., Univ. of Kansas
Press; Lawrence.
Tafel 1
Echinodermen aus dem Unter-Maastricht der Buntmergelserie des Moos-Grabens bei Siegsdorf.
Für die Aufnahmen in Fig. 2d und 2e wurde die Coronen-Oberfläche schwach mit Ammoniumchlorid
bedampft.
Die Originale sind in der Bayerischen Staatssammlung für Paläontologie und historische Geologie unter
den angegebenen Nummern hinterlegt.
Fig. 1:
a:
b:
1557
Fig.
oru.n OT.
Fig. 3:
Fig. 4:
Isselicrinus afrıcanus (LORIOL, 1893); BSP 1977 XXV/21.
Proximale Gelenkfläche eines Internodale, REM-Aufnahme, X 6.
Distale Gelenkfäche des Nodale, REM-Aufnahme, X6.
Die Gelenkfläche ist durch Pyritisierung, Drucklösung und Verwitterung stark korrodıert.
In einem der beiden Cirrhen-Sockel (rechts oben) ist noch ein Teil des ersten Cirrhale erhalten.
Guettaria fecunda n. sp., Holotypus; BSP 1977 XX1/22.
Die Corona ist in der Dorsoventral-Richtung, schräg nach hinten, zusammengepreßt.
Apikal-Ansicht, X 1.
Ventral-Ansicht, X1.
Lateral-Ansicht, X1.
Ausschnitt aus Ambulakrum II, oberer Teil, X3.
Apikal-Region, X3. Mit Ausnahme der Pore in der Genitalplatte 1 sind die 9 Genitalporen recht
deutlich zu erkennen (vergl. Abb. 2d).
Guettaria fecunda n. sp., Paratypoid; BSP 1977 XX1/23.
Die Corona ist in der Längs-Richtung stark zusammengepreßt.
Frontal-Ansicht, X1. Die beiden anteriolateralen Felder mit großen Primär-Stachelwarzen sind
deutlich zu erkennen.
Anal-Ansicht, schräg von oben, X1.
Homoeaster ?n. sp. aff. tuneatus POMEL, 1883; BSP 1977 XX1/24.
Die Corona ist lateral zusammengepreßt.
Lateral-Ansicht, X1.
Ventral-Ansicht, X 1. Der Pfeil zeigt auf das erhaltene linke hintere Viertel des Peristomrandes.
Ausschnitt aus Ambulakrum IV, oberer Teil, x3.
Zitteliana 10, 1983
ScHuLz, M.-G. Tafel 1
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